docEkstensjonsforkastninger i karbonater
download 
Report Transcription
Ekstensjonsforkastninger i karbonater
Ekstensjonsforkastninger i karbonater; eksempler fra arkitektur og utvikling fra to normalforkastninger i Korint, Hellas av Eivind Bastesen Mastergradsoppgave Institutt for Geovitenskap Juni 2005 Forord Denne mastergradsoppgaven er utført ved Institutt for Geovitenskap og Senter for Integrert Petroleumsforskning ved Universitetet i Bergen. Veiledning er gitt av Tore Skar og Alvar Braathen. Jeg vil i den anledning takke Tore og Alvar for et godt og inspirerende samarbeid, både i felt og ved kritiske gjennomlesninger av manuskriptet. Videre vil jeg takke medstudent Henning Nøttveit for god innsats under feltarbeidet og for mange gode diskusjoner i ettertid. Andre personer jeg skylder en takk er Morten Solheim og Jan Tveranger som har bidratt med nyttige tips og diskusjoner i felt. En stor takk rettes til Erling Jensen for den uvurderlige hjelpen jeg fikk med dataproblemene mot slutten av oppgaven. Atle Rotevatn fortjener også en stor takk for god hjelp med illustrasjoner og for kritisk gjennomlesning. En stor takk rettes også til medstudenter og stipendiater ved CIPR og Institutt for Geovitenskap, spesielt Tanja, Liv og Henning som jeg har delt kontor med. Til slutt vil jeg takke min kjære Laila-Sofie for å alltid stille opp for meg. Du har vært til stor støtte og hjelp, både ved gjennomlesning og ved mange nyttige diskusjoner, tusen takk Jeg vil også takke mine foreldre, Marit og Lars og mine søsken, Knut og Eva for god støtte og oppmuntring gjennom studiet. Bergen 2. Juni 2005 Eivind Bastesen Sammendrag Formålet med denne oppgaven er å finne de karakteristiske geometriske og strukturelle egenskapene til (grunne) normalforkastninger dannet i tette karbonater samt mekanismene som har ført til dannelsen av disse. Arbeidet er basert på innsamlede feltdata fra to forkastninger i Korintgulfen. Korintgulfen ligger mellom det Peloponnesiske halvøy og fastlandet i Hellas; et område som siden sen miocen tid har vært utsatt for aktiv ekstensjon med en av de raskeste sprederater i verden. Korintriften er orientert VNV-ØSØ og er en halvgrabenstruktur som faller mot nord. Den sørlige flanken og riftskulderen har vært utsatt for betydelig landheving i kvartær tid. De studerte ekstansjonsforkastningene, Doumena- og Pisiaforkastningen er, lokalisert på denne sørlige opphevede flanke. Store deler av glideplanene til de to forkastningene er i dag godt blottlagt og avdekker en komplisert forkastningsgeometri bygd opp av linser og flak. Forkastningene består typisk av mesozoisk kalkstein i liggblokken, mens hengblokken er dekket av kvartære sedimenter. Doumenaforkastningens glideplan kan deles inn i tre soner i fallretning. Den øvre sonen består av flere steile sub-parallelle forkastninger som avgrenser linser. Den midtre sonen, som er kartlagt i detalj, har en slakere hellingsvinkel og består også av flere subparallelle forkastninger som avrenser linser. Linsene i denne sonen er karakterisert av dupleksstrukturer bestående av mindre linser som ligger oppe på hverandre. Linsene viser en klar geometrisk lineær trend mellom fallaksen og strøkaksen. Bergartene i disse to øvre sonene består av (i) lite deformert vertsbergart gjennomsatt av stylolitter og brudd, og (ii) en serie av ulike herdede breksjer, fra matriksbårene til kornbårene, dannet ved flere ulike deformasjonsmekanismer. I blotningens nedre del er en steilere sone bestående av flere parallellorienterte forkastninger som avgrenser flak av en porøs og ukonsolidert breksje, leirsmørning er også tilstede i denne nedre sonen. De fallparallelle variasjonene i Doumenforkastningen er tolket som et resultat av enten; (i) litologisk påvirkning, (ii) sammenkobling av separate segmenter eller (iii) progressiv rotasjon av liggblokken og reaktivering av steilere forkastninger. ”Restraining bend” er dannet i de øvre to sonene og er ansvarlig for dannelsen av linsene, mens ”releasing bend” i den nedre sonen forårsaker dilasjon som fører til dannelsen av den porøse ukonsolidert breksjen. Pisiaforkastningen kan deles inn i to karakteristiske soner i strøkretning den ene med en generell planar geometri og den andre er kjennetegnet av en rekke trinn. Den ene utgjør størsteparten av blotningen og består av en planar forkastning karakterisert av grove korrugeringer. Bergarten i overflaten er en karakteristisk hvit matriksbåren breksje bestående av krystalline kalsittkorn i en svært finkornet matriks. Under den planare overflaten finnes en tykk (1-3 m) avsetning av ”flowstone”. Denne er kuttet i øvre deler av planet, steile brudd (R skjær) og av små forkastninger som er parallelle forkastningsoverflaten. Nederst finnes en kohesiv matriksbåren breksje dominert av mikrittklaster. Den andre sonen består øverst av et trau med en trinntype geometri, og nederst av steile planare forkastninger som er kurvet i strøkretning. Bergartene i denne sonen er dominert av kornbårne breksjer bestående hovedsakelig av mikrittkorn, Tidligere i forkastningens utvikling har karstifisering spilt en viktig rolle; den planare forkastningsgeometrien antagelig er utviklet langs en karstifisert sone som utgjør en svakhetssone, mens den trinnvise geometrien er dannet i områder preget med liten karstifisering. Flere karakteristiske strukturelle og geometriske trekk dannet i forkastninger i karbonater kan observeres. Interne geometrier som linser i ”restraining bends”, representerer en deformasjonsherding. Korrugeringer og flak er typisk dannet i ”releasing bend” eller i større svakhetssoner, disse utgjør deformasjonssvekkelse. Ulike deformasjonsmekanismer er delt inn i statiske i form av trykkoppløsing og dynamiske, i form av knusning, rotasjon og translasjon av korn. Feltdataene viser at storskala blotninger av forkastningsplan, gir verdifull informasjon om hvilke arkitekturer og deformasjonsmekanismer som opptrer lateralt langs store ekstensjonsforkastninger. For bygging av detaljerte modeller av forkastede petroleumsreservoarer er informasjon om forkastningsoppbygging av denne type av stor betydning. Kapittel 1 Innledning Kapittel 1. Innledning 1.1 Formålet med oppgaven Denne mastergradsoppgaven er utført innen studieretningsgruppen strukturgeologi/petroleumsgeologi ved institutt for geovitenskap, Universitetet i Bergen. Oppgaven er et samarbeidsprosjekt mellom geologi og matematikk der det primære målet er å øke forståelsen av normalforkastningers geometri og utvikling i karbonatbergarter. Veiledning er gitt ved Dr. Alvar Braathen og Dr. Tore Skar fra Centre of Integrated Petroleum Research (CIPR) ved Universitet i Bergen. Forkastninger i karbonater har vært lite studert til tross for den økende interessen for utforskning og utvinning av hydrokarboner fra deformerte karbonatreservoarer. I denne oppgaven blir det presentert detaljerte feltstudier på arkitektur og deformasjonsmekanismer fra to grunne, nylig aktive normalforkastinger i karbonater fra Korint, Hellas, henholdsvis Doumenaforkastningen og Pisiaforkastningen. Disse viser ca. 200x100 meters eksponeringer av forkastningskjernen og er studert med fokus på deres forkastningsplanmorfologi, bruddsystem og forkastningsbergarter. Hensikten har vært å finne de karakteristiske geometriske og strukturelle egenskapene til grunne normalforkastninger dannet i tette karbonater. Det har også vært et mål å finne de faktorer som styrer geometrien og deformasjonsmekanismene som fører til de ulike geometriene og forkastningsbergartene som er observert. Feltstudiet er utført i samarbeid med matematikkstudent Henning Nøttveit som skal bygge modeller i IRAP RMS basert på de geologiske observasjonene i felt. Modellen skal så strømningssimuleres i Eclipse. Resultatene av dette arbeidet vil ikke bli diskutert i denne oppgaven. 1.2 Innledning til feltområdet Korintgulfen er en del av et større riftområde i sørlige og sentrale Hellas, der ekstensjonen har pågått siden sen miocene tid. Ekstensjonen er en følge av tilbaketrekningen av den hellenske subduksjonssone og ekspansjonen av den Hellenske mikroplate mot sørvest. Korintriften er i dag et av verdens mest aktive kontinentale områder med en spredningsrate på 3 cm per år. -1- Kapittel 1 Innledning Dette har ført til stor forskningsaktivitet de siste 20 årene, for om mulig å bedre forstå det dynamiske samspillet mellom spenninger, forkastninger og jordskjelv. Korint riften anses som en asymmetrisk halvgraben og består internt av en rekke roterte forkastningsblokker. Størrelsen på de avgrensede forkastningene og forkastningsblokkene er tilsvarende det en finner i Nordsjøen noe som har ført til at denne riften er blitt brukt som strukturell analog til flere felter i Nordsjøen (Skov 2001, Solheim 2002, Sverdrup et al. 2001) De stor-skala forkastningene er tydelig definert i landskapet som større fjellsider. Liggblokken består typisk av mesozoiske karbonatbergarter, mens hengblokken ofte er fylt med syn rift avsetninger i form av kontinentale alluviale og fluviale avsetninger. Tidligere er det gjort en del studier av flere av disse stor-skala forkastningene. Stewart og Hancock (1990a, 1990b) og Roberts og Stewart (1994) har studert aktive normalforkastning i Korint, blant annet Pisiaforkastningen. Forkastningene viser generelt en enkel geometri, med fallparallelle soner av ulike breksjer adskilt av glideplan. Forkastningsoverflatene er typisk korrugerte, det vil si bestående av fallparallelle rygger med 1-2 meters bølgelengde og 2-25 cm amplitude. I sammenheng med et større pågående internasjonalt prosjekt ”Corinth Rift Laboratory Project” (http://www.corinth-rift-lab.org) er det gjort studier på flere forkastninger både i blotninger, seismikk og gjennom boringer av aktive forkastninger. Formålet har vært å avdekke forholdet mellom spenninger, deformasjon og væskestrømninger i forkastningene. Foreløpig har prosjektet blant annet vist at forkastningene kontrollerer en stor andel av den regionale grunnvannstrømmen i korint området. I følge Micarelli (2003) består destruksjonssonen i karbonatbergartene av delvis åpne brudd og er således en god væskestrømsleder, mens kjernen består av kataklasitter, breksjer og forkastningsmel som er en barriere for væskestrøm. Tilsvarende er også påvist av blant andre Caine og Forster (1999) og Billi et al. (2003). I boringen gjennom den aktive Aigionforkastningen nord på Peloppones var det funnet utbredt karstifisering langs forkastningssonen (Cornet et al. 2004). Lignende fenomener er også observert som paleokarst i blant annet Pisiaforkastningen (Roberts & Stewart 1994). De to forkastningene som det er fokusert på i dette studiet avgrenser store forkastningsblokker. De har dermed vært av stor betydning for utviklingen av Korintriften. Forkastningenes kjerne er blottet i fjellsider, med ca. 200x100 meters strøk og fall dimensjoner. De egner seg derfor meget godt til detaljkartlegging av oppbygning og geometri av forkastningssonen. Spranget på forkastningene er således sammenligbart med andre store -2- Kapittel 1 Innledning forkastninger i området. Resultatene av kartleggingen av de to forkastningene kan anses som representative for de store forkastningene i Korint riften. I figur 1.1 er forkastningene lokalisering indikert. Disse opptrer 60-70 km fra hverandre på den sørlige flanke av riften. Doumenaforkastningen er lokalisert i fjellområdene på nordlige Pelloppones, ca. 7 km nord for landsbyen Kalavrita. Dette området anses for å være en inaktiv del av Korintriften (Sorel 2000). Pisiaforkastningen, derimot, er lokalisert i den sentrale mer aktive delen av riften. I 1981 ble større deler av Pisiaforkastningen aktivert i et jordskjelv med en størrelse på 6,7 på Richters skala (Hubert et al. 1996, Jackson et al. 1982). Figur 1.1. Figuren viser et strukturkart over korintgulfen, hvor rød ramme indikerer lokaliseringen til Doumenaforkastningen og blå ramme indikerer lokaliseringen til Pisia forkastningen. Figuren er hentet fra Moretti et al. (2003). 1.3 Terminologi 1.3.1 Klassifikasjon av bruddtyper Deformasjonen av bergarter deles inn i sprø og plastiske deformasjonsmekanismer. Fysiske forhold som trykk og temperatur under deformasjonen vil avgjøre hvilke deformasjonsmekanismer som råder. Plastiske deformasjonsmekanismer dominerer i dypere -3- Kapittel 1 Innledning deler av jordskorpen, der høyt trykk og temperatur gjør at bergarten deformeres uten brudd. Sprø deformasjon derimot er definert av Twiss og Moores(1992) som: ´At a relatively low temperature and pressures and at a high intensity of applied forces, a rock generally undergoes brittle deformation by loss of cohesion along discrete surfaces to form fractures and faults.´ I de studerte forkastningene er det utelukkende observert deformasjonsmekanismer relatert til sprø deformasjon, arbeidet beskriver derfor kun denne mekanismen. Generelt kan brudd klassifiseres som tensjonsbrudd (mode I), skjærbrudd (mode II) og rotasjonsbrudd (mode III) (figur 1.2). For Mode I brudd er separasjonen normal til bruddplanet, for mode II brudd er bevegelsen parallell med bruddplanet og vinklerett på bruddets front og for mode III brudd er bevegelsen parallelt med bruddplanet og bruddets front. Figur 1.2. Figuren viser Mode I brudd (tensilt) der blokkene beveges vinkelrett på bruddflaten, mode II skjærbrudd der blokkene beveges parallelt med bruddflaten og vinkelrett på bruddets front og mode III brudd der blokkene beveges parallelt med bruddflaten og parallelt med bruddets front. Figuren er hentet fra Twiss & Moores (1992). -4- Kapittel 1 Innledning Figur 1.3. Figuren viser sammenhengen mellom ulike bruddorienteringer og paleospenninger. Figuren er hentet fra Twiss & Moores (1992). Sammenhengen mellom bruddorienteringer og paleospenninger ble først definert av Anderson (1951) og gir orienteringen av ulike brudd som en følge av orienteringen til største spenningsakse 1, intermediære 2 og minste 3 spenningsakse (1, 2, 3 figur 1.3). Mode I brudd dannes parallelt med 1 og mode II brudd dannes som konjugerte skjærbrudd med ca 30 graders vinkel til 1. I normalforkastninger som er den dominerende brudd typen i ekstensjonsregimer er 1 vertikal og 3 horisontal. Ut fra Andersons bruddteori gir dette en 60 graders minste vinkel mellom normalforkastningene. Under dannelse og utvikling av normalforkastninger kan flere brudd typer dannes. Disse er definert av Petit (1987) med hensyn til hvilken bevegelsesindikator bruddene representerer (figur 1.4), der Y - planet representerer hovedforkastningen mens Riedel (R) og Anti Riedel (R´) henholdsvis er syntetiske og antitetiske skjærbrudd. P brudd er sekundære skjærbrudd som kun er svakt slakere enn Y-planet. Woodcock og Schubert (1994) utførte et eksperiment for å studere den sekvensielle utviklingen av bruddtypene under dannelsen av en strøk slipp forkastning (figur 1.5). Eksperimentet viste at R bruddene ble dannet først og deretter P brudd. Disse bruddene utviklet linser som tilslutt linket opp til en kontinuerlig forkastning, Y planet. -5- Kapittel 1 Innledning Figur 1.4 Skjær retnings kriterier i sprø forkastninger. a) og b) tensjonsprekker c) og d) Riedel skjærbrudd e) og f) P skjærbrudd. Overflaten i alle eksemplene er definert av Y skjær. Figuren er hentet fra Twiss & Moores (1992) modifisert fra Petit (1987). Figur 1.5 A) Figuren viser spenningsorienteringen i forhold til ulike skjærbrudd. B) Den sekvensielle utviklingen av skjærbrudd dannet i en strøk slipp forkastning i leire. Figurene er hentet fra Woodcock og Schubert (1994) 1.3.2 Forkastningssoner Forkastningssoner (figur 1.6) består av et komplekst mønster av subbparallelle forkastningsplan som avgrenser linser av deformerte og udeformerte vertsbergarter (Davis & Reynold 1996). To hovedkomponenter karakteriserer en forkastningssone, en kjerne og en -6- Kapittel 1 Innledning destruksjonssone (Caine et al. 1996). Kjernen er det volumet av forkastningen der det meste av bevegelsen blir akkumulert. Oppknusing, geokjemisk nedbryting og omdanning av vertsbergarten er prosesser som er med på å danne kjernen, som hovedsakelig består av forkjellige typer forkastningsbergarter (kapittel 1.3.3) (Cello et al. 2001). Destruksjonssonen er volumet av deformert sidebergart utenfor kjernen, og er et resultat av dannelse, veksten og utviklingen av slipp langs forkastningen (Kim et al. 2004). Denne sonen består forkastningsrelaterte brudd, av mindre skjærbrudd, årer og kløv. Mengdeforholdet og geometrien til de ulike komponentene varierer mye Figur 1.6 Konseptuell modell av en internt, samt mellom forkjellige forkastningssone. Figuren er hentet fra Gabrielsen forkastningssoner (Caine et al. 1996, et.al (2004) Caine & Forster 1999). Figur 1.7 illustrerer ulike mengdeforhold av hver komponent en kan forvente å finne langs forkastningssoner. De ulike geometriene representerer forkjellige stadier i en forkastningssones utvikling og gjenspeiler deformasjonen som har foregått i forkastningssonen (Caine og Forster 1999). Figur 1.7 ulike geometrier av forkastningssoner, der mengdeforholdet mellom forkastningskjernen og destruksjonssonen varierer. Figuren er hentet fra Caine og Forster (1999) Geometriske variasjoner utviklet i forkastninger er i mange tilfeller kontrollert av linser og duplekser (Childs et al. 1997, Gabrielsen & Clausen 2001, Gibbs 1984, Lindanger 2003). Linser er volumer av bergarter som er bundet på alle sider av forkastninger. Disse består av udeformert vertsbergart, vertsbergart gjennomsatt av brudd eller utelukkende av forkastningsbergarter (Gabrielsen & Clausen 2001, Twiss & Moores 1992). Linsene opptrer både i kjernen og i destruksjonssonen (Gabrielsen & Clausen 2001, Lindanger 2003). Ved måling av -7- Kapittel 1 Innledning linsedimensjoner har det vist seg at det er god lineær sammenheng mellom tykkelsen og lengden på linser (Lindanger 2003). Utvikling av deformasjonsherding større og forkastningssoner er deformasjonssvekkelse. styrt av mekanismer Deformasjonsherding som skjer når deformasjonen langs forkastningen øker styrken til det påvirkede bergartsvolumet. Forkastningsbevegelser Forkastningssonen blir blir dermed dermed etter hvert karakterisert av hindret en og mer forskyves vidstrakt til siden. deformasjon. Deformasjonssvekkelse skjer når det påvirkede bergartsvolumet svekkes, dvs. at det kreves lavere spenninger for at bevegelse skal fortsette. En slik mekanisme fører normalt til en mer konsentrert deformasjon og forkastningssonen er i disse tilfellene mye smalere (figur 1.8). Figur 1.8 Konseptuell modell som viser utviklingen av forkastninger dominert av a) deformasjonherding b) deformasjonsvekkelse. Hentet fra Braathen og Gabrielsen (1998) -8- Kapittel 1 Innledning 1.3.3 Forkastningsbergarter og deformasjonsmekanismer Forkastningsbergarter er dannet ved gjennomgående knusning av bergarter og mineraler, og er et resultat av repeterte bruddhendelser, friksjonsglidning og knusning langs en eller flere forkastninger (Davis & Reynold 1996). Teksturer bevart i forkastningsbergartene gir verdifull informasjon av deformasjonsmekanismene som dominerte under forkastningens dannelse (Braathen et al. 2004). Forkastningsbergarter utgjør en betydelig volumetrisk enhet innad i en forkastningssone (Sibson 1977). Tabell 1.1 Klassifikasjon av forkastningsbergarter. Figuren er hentet fra Braathen et al (2004) Klassifiseringen av forkastningsbergarter er basert på deformasjonsmekanismer som har vært aktive under dannelsen av bergarten, og kohesjonstyrken bergarten har etter dannelse. En videre underinndeling av forkastningsbergartene er basert på klast-matriks forholdet, matriks kornstørrelse og innhold av fyllosilikater (Braathen et al. 2004, Sibson 1977). Tabell 1.1 er et eksempel på et klassifiseringsdiagram av forkastningsbergarter basert på de overnevnte kriteriene. Tabellen er fra Braathen et al (2004). Forkastningsbergarter som breksje og forkastningsmel (”gouge”) er som oftest ikke-kohesive umiddelbart etter dannelse, men opptrer i mange tilfeller i forkastninger som kohesive bergarter. Kohesjonen er dannet som følge av enten sementering eller herding. Sementering er en diagnetisk prosess der autogen sement blir utfelt i porerommene (Kearey 2001). Herding er konsolidering ved kompaksjon som følge av direkte spenning og avspenning ved rekrystallisering av korn (Braathen et al. 2004). Produktene av sprø deformasjon i grunne forkastningssoner dannet i tette, impermeable, mekanisk sterke bergarter (f.eks karbonater og granitter), er i stor grad breksjer -9- Kapittel 1 Innledning og forkastningsmel (”gauge”) (Sibson 1977). Breksjer er primært ikke-kohesive bergarter, med en kaotisk tekstur av kantete sidebergartsfragmenter (Braathen et al. 2004). Ved videre nedknusning av breksjen dannes forkastningsmel, der overvekten av bergarten er matriks (>0,1 mm) (Twiss & Moores 1992). Dypere i jordskorpa, i den sprø-duktile overgangen, er deformasjonsmekanismene styrt av kataklastisk strøm (Sibson 1977). Dette er en mekanisme bestående av både sprø fragmentering og findeling av mineralkorn i form av granulær spalting (Sibson 1986b) som fører til progressiv finknusning av vertsbergarten til stadig mindre klaster (Billi et al. 2003). Kornene vil gli og etter hvert rulle mot hverandre i en såkalt kataklastisk strøm (Twiss & Moores 1992). Disse bergartene har i regelen en kaotisk tekstur (Braathen et al. 2004, Micarelli et al. 2003). Forkastningsbergarter dannet dypere i jordskorpa, karakterisert ved plastisk flyt, er utenfor denne oppgavens fokus. 1.4 Metodikk Datainnsamlingen har hovedsakelig foregått i felt, med kartlegging av forkastningsmorfologien, bergartsbeskrivelser og prøvetaking. Metodene som er brukt er med andre ord basert på kvantitative morfologiske og geometriske beskrivelser av forkastningsoverflaten og relaterte strukturer. I etterkant er det gjort tynnslipstudie av prøver med fokus på en analyse av teksturer, fragmentstørrelse og mineralsammensetning. 1.4.1 Overflatekartlegging av forkastningsplanene Forkastningene avdekker store overflater. For å oppnå en god forståelse av geometrien til denne overflaten er det valgt å detaljkartlegge deler av overflatene. Det er forsøkt å velge representative områder av forkastningens eksponering. Da overflatene har en steil, 40-60 graders hellingsvinkel har det vært nødvendig med sikkerhetsmessige tiltak som sikringstau og sele. Første fase av kartleggingen fokuserte på å lage topografiske profiler, som er konstruert parallelt med fall linjen og strøket til forkastningen. I kartleggingen av Doumenaforkastningen er opptil 9 strøkparallelle profiler satt sammen med 2 fallparallelle profiler. Profilene er laget ved hjelp av stramme hyssinger og målebånd lagt i en bein linje over planet uten å berøre det (figur 1.9). Høyden fra overflaten og opp til hyssingen er målt ved hjelp av tommestokk, hvor avstanden blir alltid målt vertikalt og vinkelrett på overflaten. - 10 - Kapittel 1 Innledning Langs profilene er det foretatt systematiske strøk og fall målinger og lineasjonsmålinger, dette ved hjelp av et Silva Ranger kompass. I strøk fall målingene er høyrehåndsregelen brukt. Profildataene er så plottet i et xy diagram, der avstanden langs hyssingen er X dimensjonen og høyden mellom overflaten og hyssingen er Y dimensjonen. Langs profilene ble også overflatens karakter notert, som erosjon, bruddtyper og forkastningsbergarter. Andre fase av kartleggingen fokuserte på et kartbilde av overflaten basert på profillinjene. Kartene er laget normalt på overflaten til forkastningene slik at de representerer et kartplan som er parallelt med forkastningsplanet. Det er laget kart i flere skalaer, både i målestokk 1:100 og 1:10. I kartene er det tegnet inn bruddstrukturer og omriss av topografiske former i overflaten. I blotninger av destruksjonssonen er bruddintensiteten fra kjernen og utover i destruksjonssonen notert og plottet langs profiler. Figur 1.9 Konseptuell figur som viser hvordan de topografiske profilene er laget. Bildet er fra kartlegging av forkastningsoverflaten i Doumenaforkastningen. 1.4.2 Kvantifisering av geometriske fenomener på overflaten - 11 - Kapittel 1 Innledning Under kartleggingen ble det lagt vekt på å notere tykkelse, bredde og høyde på ulike geometrier på overflaten. Det er spesielt lagt vekt på strøklengde, fallengde og amplitude på unduleringer som opptrer på forkastningsoverflaten. Dimensjonene er plottet i xy diagram for å bestemme proporsjonaliteten til dimensjonene ved hjelp av en regresjonsanalyse. Detaljene for denne metodene blir beskrevet videre under kapittel 3.5 og 4.5. 1.4.3 Bergartsbeskrivelser Den siste delen av feltarbeidet har gått ut på å beskrive bergartene som opptrer i forkastningskjernen. Det er tatt utgangspunkt i både vertsbergarter og forkastningsbergarter. Utvalgte eroderte snitt som er representativ for forkastningskjernen er skissert og detaljbeskrevet med hensyn til bergarter, strukturer og teksturer. Dette er gjort for å vise representative sammensetninger av geometrier og deformasjonsprodukter i kjernen. Prøver fra de utvalgte snittene og andre steder er innsamlet. Det er forsøkt å hente prøver som er lite påvirket av forvitring. Det har også vært viktig å hente prøver som viser forkastningsoverflatens striasjoner. I disse prøvene er det alltid lagt vekt på den orienteringen prøven har i forkastningen. Prøvene er så blitt kuttet i vertikale snitt parallelt, og vinkelrett med forkastningens bevegelsesretning. I prøver av vertsbergarter med lagning er de kuttet normalt på lagningen. De kuttede snittene er velegnet for en mer detaljert tekstur analyse enn den gjort i felt. Tynnslip er laget av de fleste prøvene mest for å bekrefte feltobservasjonene, men også for å beskrive mikroteksturer og for å lage representative fragmentstørrelseslogger. Fragmentstørrelser er talt langs to kryssende linjer med gitt lengde, vanligvis 1,5 cm. Størrelsene som er talt er gruppert i grupper i henhold til tabell 1.2. Formålet er å finne fordelingen av kornstørrelser i bergarten, noe som kan indikerer bergartens mekaniske styrke og deformasjonsgraden. Fragmentstørrelsen er definert ut fra sikteteknikk der den intermediære dimensjonen blir målt (Boggs 2001). Den intermediære dimensjonen av partiklene er den dimensjonen som avgjør om en partikkel vil gå gjennom en maskevidde på en sikt. Forkastningsbergartene er klassifisert etter diagrammet til Braathen et al. (2004) (tabell 1.1). - 12 - Kapittel 1 Grupper Innledning Størrelse (mm) 1 0,05 - 0,1 2 0,1 - 0,5 3 0,5 - 1 4 1-2 5 2-3 6 3-4 7 4-5 Tabell 1.2 Gruppe inndeling av fragmentstørrelser brukt i fragmentstørrelsesfordelingen. - 13 - Kapittel 1 Innledning - 14 - Kapittel 2 Regional geologi Kapittel 2 Regional Geologi 2.1 Innledning Dette kapittelet gir en innføring i regionalgeologien i studieområdet. Formålet med kapitelet er å etablere et bilde av det tektoniske rammeverket i østlige Middelhavet og i Korintgulfen. Da denne oppgavens fokus ikke er av regional geologisk art vil kapittelet være preget av en kortfattet og enkel fremstilling. 2.2 Platetektonisk rammeverk De siste 70 millioner år har den strukturelle utviklingen i sørlige Hellas vært preget av N-S skorpe forkortning forårsaket av kollisjon mellom det Europeiske og Afrikanske kontinent (Le Pichon & Angelier 1979, McKenzie 1972). Selv om kontinentkollisjon har dominert dette området i lang tid har ekstensjonstektonikk i den senere tid spilt en viktig rolle i sentrale deler av sørlige Hellas. Dette har blant annet ført til dannelsen av Korintriften. For å forstå sammenhengen mellom kompresjon og ekstensjon er det derfor nødvendig å gi en kort beskrivelse av bevegelsesmønsteret til de forskjellige platene som styrer den geologiske utviklingen i sørlige Hellas. Platetektonisk består det østlige middelhavet av den afrikanske plate og middelhavplaten i sør vest, den eurasiske plate i nord og den arabiske plate i øst. Mellom den eurasiske og den afrikanske plate ligger det Tyrkisk-Egeiske mikrokontinent (figur 2.1). Det Tyrkiske mikrokontinentet er blitt presset i vestlig retning, mens det Egeiske kontinentet har ekspandert i sørvestlig retning. Dette er bildet siden sen miocen tid (Goldsworthy et al. 2002, Kokkalas & Doutsos 2001, Le Pichon & Angelier 1979). Det er flere årsaker til denne ekspansjonen: 1) Siden dannelsen av Rødehavet i tertiær tid har det Arabiske kontinent beveget seg hurtigere mot nord enn det afrikanske kontinent. Dette førte til kollisjon mellom Eurasia og Arabia og resulterte i dannelsen av den kaukasiske fjellkjede for ca 12 millioner år siden (Taymaz et al. 1991). Det Tyrkiske Egeeiske mikrokontinent ble som følge av denne bevegelsen presset mot vest. Bevegelsen har blitt tatt opp langs den Nord Anatoliske strøk slip forkastningen som ble aktivert for 2-5 millioner år siden. 2) Den hellenske dyphavsgrøft er en subduksjonssone der middelhavsplaten (den nordlige avgrensing av det afrikanske kontinent) - 15 - Kapittel 2 Regional geologi blir subdusert under det Tyrkisk Egeiske mikrokontinent. Subduksjossonen trekkes tilbake i sørvestlig retning som en følge av en ”gravitational rollback” (McKenzie 1978). Det egeiske mikrokontinentet ble som følge av den øst vest orienterte kontraksjonen presset mot sørvest. Figur 2.1 Regionalgeologisk rammeverk fra østlig middlehavet. Figuren er hentet fra Kokkalas & Doutsos (2001). Grunnet at subduksjonssonen migrerte mot sørvest ble den Egeiske plate utsatt for strekning. I følge blant andre Le Pichon og Angelier (1979) og Doutsos og Kokkalas (2000) har dette foregått siden sen miocen tid (ca 13 millioner år siden). Det er to strukturelle hovedfaktorer som kontrollerer dagens tektonikk i Hellas; 1) nord - sør ekstensjon har resultert i mange ekstensjonsbassenger, som er avgrenset av normal forkastninger (Taymaz et al. 1991), deriblant Korintriften. Ekstensjonsraten i Egeerområdet er omkring 3cm/år (Kahle et al. 2000), der korintriften er det mest aktive bassenget (Moretti et al. 2003). 2) Den Nord Anatoliske strøk slip forkastningen i nord er antatt å ikke påvirke tektonikken i sør (Taymaz et al. 1991). - 16 - Kapittel 2 Regional geologi 2.3 Korint riften Riften er lokalisert til Korintgulfen, som separerer halvøya Pelloppenes fra det greske fastland (figur 1.1). Den er ca 120 km lang 30 km bred (Westaway 2002) og er 860 m dyp på det dypeste (Brooks & Ferentinos 1984). Riften er bundet av en rekke VNW-ØSØ orienterte normalforkastninger. Riftingen ble initiert et sted mellom 1 til 3 millioner år siden og aktiviteten pågår i dag med en betydelig spredning og relatert seismisk aktivitet (Moretti et al. 2003, Sorel 2000). 2.3.1 Stratigrafi Stratigrafien i området består i grove trekk av et grunnfjell av tertiære skyvedekker og pliocene til kvartære sedimenter. Skyvedekkene er transportert inn fra vest og består av en sekvens med skifere, karbonater og ofiolitter fra mesozoisk og tertiær tid (Armijo 1996). Ofiolittene finnes øst i Korint, i sammenheng med Pindos suturen. De mesozoiske karbonatene finnes i 3 skyvedekker; nederst Plattenkalk dekket, i midten Gavrovo-Tripolitza dekket og på topp Pindos dekket (Doutsos & Poulimenos 1992). De pliocene til kvartære sedimentene som finnes i en rekke halvgrabener kan deles inn i to sedimentære sykluser avskilt av en inkonformitet (figur 2.2) (Ori 1989, Westaway 2002). Den første sedimentære syklusen er eksponert i fjellområdene på nordlige Pelloppenes og består av pliocene til tidlig pleistocene alluviale og lakustrine sedimenter. Den andre sedimentære syklusen består av midtre pleistocene til holocene delta avsetninger og dypmarine avsetninger (Westaway 2002). Grunnet lav terskel i den vestlige korintgulfen og glasiale havnivåendringer veksler den andre sedimentære syklusen mellom lakustrint og marint miljø. Figur 2.2.Geologisk profil på tvers av korintriftens sørlig flanke, som viser relasjonen mellom den 1. sedimentære fasen og den andre fasen. Figuren er hentet fra Ori (1989). - 17 - Kapittel 2 Regional geologi 2.3.2 Riftens strukturelle oppbygning og utvikling Korintriften er generelt beskrevet som en asymmetrisk halvgraben den er antagelig avgrenset av en storskala, lavvinklet såleforkastning som faller nordover (Armijo et al. 1996, Rigo et al. 1996, Sorel 2000). Den sørlige flanke som representerer liggblokken i et slikt system, består av et større antall store forkastninger som faller mot nord (Flotté & Sorel 2001, Sorel 2000). Den nordlige flanke er bygd opp av mindre forkastninger som faller mot sør (Sorel 2000). Riftens spredningsrate er estimert av til ca 10-15 mm per år over de siste 100 år (Billiris et al. 1991). Westaway (2002) foreslår en ekstensjonsrate på 2mm per år over en periode på ca 1 millioner år. Det er påvist en asymmetrisk spredningsrate fra øst til vest. Den største sprederaten er i vest med ca 1,5 cm /år, mens det i øst er 0,5 cm per år (Briole et al. 2000, Goldsworthy et al. 2002). Det er antatt at spredningen propagerer i vestlig retning. Det faktum at det forekommer kvartære marine terrasser og delta avsetninger over dagens havnivå flere steder på nordlige deler av Pelloppenes, indikerer en større landheving i tertiær tid (Armijo et al. 1996, Collier & Leeder 1992, Westaway 2002). Landhevingen skyldes to ulike prosesser; regional isostatisk landheving og lokal liggblokk heving. Armijo (1996) argumenterer for en landheving styrt av den fleksurelle responsen til en storskala ligg blokk som gradvis blir ekshumert. Dette fører til at deltautbyggingene på den sørlige flanke av riften blir hevet over havnivå. Leeder et al. (2003) mener derimot at landhevingen er et resultat av regional isostasi. Landhevingen er estimert av Collier et al. (1992) til å være 0,3 mm per år siden øvre pleistocene i østre deler av riften. I Leeder et al. (2003) er det påvist at den vestre delen av riften har en landheving på opptil 1,5 mm per år. Altså en økt vestoverrettet landheving. Utvikling og initiering av riften er kraftig debattert; en to-fase utvikling er presentert av Ori (1989), Doutsos og Piper (1990) og Westaway (2002) der en langsom tidlig fase startet i pliocene, med grunne bassenger og avsetninger av fluviale og lakustrine sedimenter. Den andre fasen er representert ved en raskere spredning og utvikling av et dypt basseng med marine avsetninger. Sorel (2000) foreslår en en-fase utvikling der forkastningene dannes sekvensielt langs en storskala såleforkastning (figur 2.3). Forkastningene utvikles nordoverettet, der deposenter skiftes i samme retning i mindre separate bassenger. Moretti et. al (2003) foreslår en tredje fase som startet for 120000 år siden i sammenheng med landheving og vestoverettet øket ekstensjon. Dette har ført til reaktivering av en rekke utdødde forkastninger på Pellopenes, deriblant Doumenaforkastningen. - 18 - Kapittel 2 Regional geologi Figur 2.3 Konseptuell modell som illustrere utviklingen av Korintriften bundet av en lavvinklet såleforkastning. Figuren er hentet fra Sorel (2000) - 19 - Kapittel 2 Regional geologi - 20 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Kapittel 3 Doumenaforkastningen 3.1 Innledning I et tidligere studium skriver Solheim (2002) at Doumenaforkastningen har en undulerende overflate og har foreslått at overflaten representerer geometriene til linseformer som opptrer på forkjellige skalaer. I følge Solheim er den eksponerte overflaten en del av forkastningskjernen til Doumenaforkastningen. Formålet med dette kapittelet er å gi en ny og mer detaljert beskrivelse av Doumenaforkastningens interne geometri, oppbygging og utvikling. Først vil det bli gitt en generell beskrivelse av feltområdet. Deretter vil forkastningens overflategeometri bli diskutert basert på oppmålte topografiske profiler. Dette danner det videre grunnlaget for en detaljert beskrivelse av de interne forkastningsgeometrier, forkastningsbergarter og bruddtyper som finnes i forkastningskjernen. Destruksjonssonen blir diskutert med basis i to profiler fra liggblokken. Til slutt vil det bli gitt en oppsummering av forkastningens oppbygning og geometri. 3.2 Generell geologisk beskrivelse av felt området Doumenaforkastningen avgrenser to store forkastningsblokker (Solheim 2002); -blokken i sør og -blokken i nord (figur 3.1). Figur 3.1 Forenklet geologisk kart over området sør av korintgulfen, som viser utbredelsen av hovedforkastninger og forkastningsblokker samt sub bassenger i liggblokken til forkastningene (gul). Legg merke til hvordan grunnfjellsbergartene (”basement”) er sidestilt med synrift avsetninger (”cover”) langs Doumenaforkastningen. Figuren er Begge forkastningsblokkene er del av et større system av VNV-ØNØ orienterte forkastningsblokker (kapittel 2.3.1), og har gjennomgått en intern deformasjon i form av små skala syntetiske og antitetiske forkastninger (Flotté & Sorel 2001, Solheim 2002). Blokkene består av prerift Mesozoiske karbonater som er overlagt av pliocene-pleistocene synrift - 21 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen sedimenter. Spranget langs Doumenaforkastningen er noe usikkert; Flotte og Sorel (2001) har estimert spranget til å være i overkant av 1000 meter (figur 3.2), mens Doutsos og Poulimenos (1992) har estimert spranget til å ligge et sted mellom 240 til 650 m. De forkjellige sprangestimatene er i hovedsak knyttet til de forkjellige metodene som er benyttet. Flotte og Sorel (2001) har laget et geologisk profil på tvers av forkastningen (figur 3.2) og estimert ut fra lengden mellom samme grunnfjellsenhet i hengblokken og i liggblokken. Doutsos og Poulimenos har derimot estimert spranget med utgangspunkt i forkastningens strøklengde. Figur 3.2 Geologisk profil over nordlige Pellopones. Legg merke til plasseringen av Doumena forkastningen (pil) og slepningen indikert i hengblokkens syn rift av setninger. Figuren er hentet fra Flottè og Sorel 2002. Liggblokken er godt fremtredende i landskapet og består av en skifrig finkornig kalkstein. Kalksteinen tilhører Pindosdekket som er av jurassisk alder (Degnan & Robertson 1997, Doutsos & Poulimenos 1992, Flotté & Sorel 2001). Denne kalksteinen utgjør vertsbergarten i studieområdet og opptrer generelt uten primære sedimentære strukturer. Den har foldestrukturer som ble utviklet under fjellkjedefoldingen i tertiær, samt strukturer fra ekstensjonstektonikken i kvartær (se kapittel 2, regional geologi). I det studerte området består denne kalksteinsbergarten av grå mikritt, grønnbrune skifrig mikritt, flintnoduler, siltstein og grafitt. Den grå mikritten og den grønbrune skifrige mikritten utgjør hovedenhetene med metertykke lagpakker. De andre enhetene opptrer mer tilfeldig som tynne lag på 10-50 cm (silt og grafitt) mens flint opptrer som mindre noduler i lagene. Hengblokken består hovedsakelig av sandrike og konglomeratiske bergarter av pliocene til pleistocene alder. Internt i hengblokkens avsetninger er det observert en vinkeldiskordans (figur 3.3) som kan tyde på at disse avsetningene er forkastningsrelatert. Tilsynelatende er det normal slepning av lagene inn mot forkastningen, men dette i seg selv er ikke et avgjørende kriterium for å bestemme om hengblokkavsetningene er syn-rift eller prerift. Causse et al (2004) foreslår at avsetningene er relatert til en tidlig synrift fase og at de i en - 22 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen senere fase har blitt slept mot forkastningen. Causse et al. (2004) baserer denne modellen på U/Th datering av kalsittsement i forkastningskjernen som gir en alder på 125.000 år. Det blir antydet at dette er alderen på en reaktivering av forkastningen. Figur 3.3 Tolket avstandsbilde av Doumenaforkastningen. Forkastningsoverflaten definerer fjellsiden i dette snittet. Legg merke til inkonformiteten og den normale slepningen i hengblokken. Bildet er tatt mot sørvest. 3.3 Beskrivelse av forkastningssonens overflategeometri Den studerte blotningen er lokalisert i en dalside ca 300 meter sør for Doumena landsby (figur 3.3). Lokaliteten (figur forkastningsoverflaten 3.4) over fremviser et en område sammenhengende på 200 x eksponering 200 av meter. Figur 3.4 Bilde av den eksponerte delen av Doumenaforkastningen hvor de tverrgående profilene er inntegnet. Forkastningsoverflaten er kartlagt ved hjelp av tverrgående profiler (figur 3.4) som danner grunnlaget for beskrivelsen av forkastningsoverflaten (for metode se kapitel 1.4). - 23 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen På stor skala kan den eksponerte overflaten deles inn i tre soner basert på variasjoner i helningsvinkel langs overflateprofilet i fallretning (figur 3.5). Overgangen mellom sonene er markert i terrenget som knekkpunkter i overflateprofilet (figur 3.6). Foruten de tre karakteristiske sonene befinner det seg en stor kropp av løsmasser med blokker av fast fjell midt på forkastningsoverflaten (figur 3.4). Denne er antatt å ikke være en del av forkastningskjernen (Solheim 2002). Sone C er den øvre delen av den eksponerte forkastningssonen og er karakterisert av en steil overflate med helningsvinkel på ca 50. Forkastningsoverflaten har en undulerende orientering med strøkverdier fra 240 til 306 og fallverdier fra 35 til 70, med et gjennomsnitt på 271/48 (figur 3.7). De to fallparallelle profilene (figur 3.5) som går gjennom sone C viser noe variasjon i geometrien til overflaten. I profil 3 får forkastningen en gradvis slakere helning før den går over i sone B. Profil 2 derimot har en steilere og beinere overflate og overgangen til den underliggende sone B blir derfor mer markant. Profilene viser at overflaten er svakt undulerende i fallretning med bølgelengder fra 5 til 10 meter og med amplituder fra 0,5 til 1 meter. Det er ikke laget strøkparallelle profiler i denne sonen, men det synes å være større overflatevariasjoner i denne retningen enn i fallretningen. Denne antagelsen er basert på direkte observasjoner av kurvaturen på overflaten (figur 3.6) samt forskjell i hellingsvinkel i profil 2 og 3 som tyder på laterale variasjoner. Sone B har best kontinuerlig eksponeringsgrad. Sonen er derfor studert i detalj. Sonen har en relativt slakere helningsvinkel enn tilfellet for sone C. Strøk og fall målinger viser at det er stor variasjon i orientering til forkastningsplanene (figur 3.7). Strøket varierer fra 210 til 327, mens fallet varierer fra 23 til 67. Gjennomsnittsverdien er på 269/38. De tre fallparallelle profilene som går gjennom sone B er lagt i traverser som går over de største toppene og de dypeste trauene på overflaten. I disse profilene kan en se at forkastningsoverflaten har en storskala undulering med en bølgelengde som varierer fra 30-90 meter og med amplituder på 1-2 meter. Profilene viser at forkastningsoverflaten er karakterisert av en topografi bestående av avlange former med ulik størrelse og geometri (figur 3.5 og 3.6). Ni profiler er lagt langs overflatens strøkretning (figur 3.8). Det er tydelige variasjoner i overflategeometrien til de forkjellige profilene, men det er mulig å gjenkjenne tre generelle geometriske trender. Type I overflateprofil (profil 10-12) er dominert av en storskala - 24 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen bølgeform med enkelte overliggende mindre former. Profil 6-9 viser en type II overflateprofil som er karakterisert av en mer irregulær geometri bestående av flere mindre bølgeformer. Overflateprofilet til type III (profil 4 og 5) har en mer planar geometri og består av enkelte flate områder med kun mindre unduleringer. Disse tre typene overflateprofil varierer dermed systematisk langs forkastningens fallretning ved at type I forekommer nederst i sone B, type II i midten og type III i øverste delen av sonen. Overgangen fra sone B til sone A er også definert ved et knekkpunkt (figur 3.6) der helningsvinkelen i sone A blir markert steilere (ca 55). Strøket på forkastningen varierer fra 260º til 280º. Fallvinkelen på planet varierer fra 50º til 70º med et gjennomsnitt på 272/55º (figur 3.7). De to fallparallelle profilene som går gjennom sone A (figur 3.5) har begrenset lengde, men viser at overflaten er relativt planar og det er kun mindre unduleringer på overflateprofilet. Blotningsgraden er hovedsakelig i form av enkeltblotninger og det lot seg ikke gjøre å lage representative strøkparallelle profiler. Forkastningens overflate kan basert på disse dataene antyde en rampe-flate-rampe geometri. - 25 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.5 Fallparallelle overflate profiler som viser topografi og bruddstrukturer observert i forkastningsoverflaten. Lokaliseringen av profilene er vist i figur 3.4. Høydeaksen er svakt overdrevet. For en mer detaljert beskrivelse, se teksten. - 26 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.6 Bilder som viser overgangen mellom de tre sonene. Det øvre bilde viser en typisk geometri i sone C. Legg merke til knekpunkt øverst i sone B og den strøkparallelle unduleringen. Midtre bilde viser den karakteristiske undulerende overflaten i sone B, mens det nedre bilde viser den planare overflaten i sone A. - 27 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.7 Orientering av forkastningsoverflaten i de tre sonene. Målingene i sone B er tatt systematisk langs profillinjene. Svarte prikker er poler til forkastningsoverflaten, mens røde prikker er lineasjonsmålinger av striasjoner. Legg merke til den tydelige foldetrenden i strøkretning i pol plottene fra sone B. Plottene er arealtro stereonett, med nedre storsirkel, og plottet som poler til plan. Figur 3.8 Strøkparallelle overflateprofiler som viser topografi og bruddstrukturer fra den vestre delen av sone B. Høydeaksen er svakt overdrevet. For en detaljbeskrivelse, se tekst. - 28 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen 3.4 Karakterisering av forkastningskjernen Formålet med denne beskrivelsen er å dokumentere hvordan forkastningskjernen er bygd opp med spesiell vekt på betydningen av (i) interne forkastningsgeometrier, (ii) bruddtyper og (iii) forkastningsbergarter 3.4.1 Interne forkastningsgeometrier Variasjonene som er observert i overflateprofilene er nært knyttet til geometriene til de forkastningene som opptrer i forkastningskjernen. Det finnes i hovedsak to forkastningsgeometrier; (i) planare parallelle forkastninger i sone A og (ii) kurvede sub parallelle forkastninger i sone B. I det følgende beskrives forkastningsgeometriene som opptrer i de tre sonene. Sone A Profilene, og strøk og fall orienteringene, viser at denne sonen er karakterisert av flere steile planare forkastningsplan. Forkastningene er parallelle med 10 cm til 1 meters avstand. Forkastningsoverflaten er typisk assosiert med kraftige striasjoner. Striasjonene er 10 – 60 cm lange og opptrer spredt på forkastningsoverflaten. De fleste striasjonene har en typisk ”Crag and tail” geometri bestående av en flint klast øverst (ca 0,5 til 2 cm i diameter) med en hale (ca 10 cm – 60 cm lang) av finmateriale (figur 3.9 b). I andre tilfeller er flint og mikritt klaster presset inn i bergarten. Her er det ikke funnet relaterte haler av finmateriale. Disse overflate fenomenene vil bli videre beskrevet under forkastningsbergarter i kapitel 3.4.3. Sone B Den storskala unduleringen observert i profilene (figur 3.5 og 3.8) gjennom sone B, og spredningen i strøk og fall orienteringen vist i pol-plottet (figur 3.7), skyldes hovedsakelig tilstedeværelsen av forkastningslinser med varierende geometri og dimensjon. Overflaten av linseformene er definert av kurvede forkastninger som er dekket av striasjoner tilsvarende de i sone A. Glidestripene er ca 2-10 cm brede, vanligvis noen cm dype og har opptil 5-10 meters lengde (figur 3.9 a og b). - 29 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.9 Nærbilder av forkastningsoverflaten. A) Forkastningsoverflaten med karakteristiske striasjoner. B) Grove ”crag and tail” lignende striasjoner. Legg merke til flintklastene i toppen av striasjonene og hvordan ”halene” gradvis blir tynnere nedover flaten. Kartbildet i figur 3.10 viser forkastningsoverflaten i sone B der omrisset av linseformene sett i overflaten er inntegnet. Det kan skilles mellom linser avgrenset av de topografiske variasjonene som er vist i profilene og mindre linser avgrenset av småskala sub parallelle forkastninger. Et eksempel på en typisk linse er vist i figur 3.11. Forkastninger steilere enn forkastningsoverflaten definerer linsenes øvre del i forhold til fallet, mens forkastninger slakere enn forkastningsoverflaten definerer linsenes nedre del i forhold til fallet. Disse forkastningene er indikert på kartet figur 3.10 med henholdsvis tagger og tenner. På denne måten er linsenes overflate og laterale dimensjon kartlagt. Linsenes underside derimot er tolket i profilene figur 3.5 og 3.8 der de steile og slake forkastningene danner en sammenhengende forkastning som binder sammen undersiden av linsen. Geometri som kurvatur og orientering av de underliggende forkastningene er derfor usikker, men den betydelige bevegelsen definert av separasjonen i de steile forkastningene, og at det eksisterer forkastninger med lateral bevegelse på sidene av linsene, indikerer at det har foregått bevegelse langs underliggende forkastninger. Kartet viser også at flere steder på overflaten terminerer de småskala steile og slake forkastningene ut i hver ende, bevegelsen langs disse er ikke like stor som hos de som binder linseformene. Disse forkastningene danner på den måten ikke fullstendige linser, forløpet av forkastningen i vertikalsnittet tolkes derfor som blinde forkastninger. De store linseformene er i flere tilfeller bygd opp av flere mindre linser som igjen består av enda mindre linser. Dette danner en hierarkisk struktur med flere ordener med linser, hvor de største linsene representerer 1. orden som videre er bygd opp av flere høyere ordens linser. Figur 3.12 er et kart som viser et eksempel på hvordan en 1.ordens linse er inndelt av flere høyere ordens linser. De høyere ordens linsene stakker oppå hverandre internt i en 1. ordens linse. En slik struktur er per definisjon en ekstensjonsdupleks (Gibbs 1984) og disse er svært vanlig i sone B. - 30 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Sone C: Forkastningsoverflaten i sone C er som vist i profilene og i strøk og fall orientringene undulerende. Som i sone B skyldes også dette linseformer av varierende geometri og dimensjon. Overflaten av linseformene er kurvet, men som vist i profilen er kurvaturen noe mer planar og er ikke preget av fullt så store unduleringer som i sone B. Kartskissen i figur 3.13 viser omrisset av linseformene observert i sone C samt er små profiler langs linsenes fallretning inntegnet. Linsene er tydelig avgrenset av steile og slake forkastninger som i sone B, men linsene er i motsetning mindre og de har ikke like stor grad av kompleksitet i form av flere høyere ordens linser følgende ekstensjonsduplekser. I kartet er det også inntegnet skiferlag som er rester etter vertsbergarten eksponert i overflaten på noen av linsene, disse viser tydelig den fallparallelle separasjonen mellom linsene påført av forkastninger som deler linsene fallparallelt. - 31 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.10 Kart som viser strukturer i form av linser og brudd i overflaten i sone B. Bruddstrukturer som kutter overflaten er tegnet inn samt store topografiske former. Kartet er basert på kartlegging i målestokk 1:100. - 32 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.11 Bildet viser et eksempel på en 1.ordens linse. Legg merke til den kurvede overflaten. Tommestokk på 2 meter er indikert med gul stiplet ring. Figur 3.12 Detaljert overflatekart av en 1.ordens linse (linse D, se figur 3.10) med tilhørende fallparallelt profil. Legg merke til sammenhengen mellom de steile forkastningene og de slake forkastningene som avgrenser mindre høyere ordens linser. Hele strukturen utgjør således en ekstensjonsdupleks. Kartet er basert på kartlegging i målestokk 1:10. - 33 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.13 Kartskisse og fallparallelle profiler av geometrier observert i sone C. Legg merke til hvordan skiferlagene blir kuttet av forkastninger som avgrenser linsene. 3.4.2 Bruddtyper De varierende geometriene som planare forkastninger i sone A og linseformer i sone B og C er i stor grad et resultat av ulike bruddorienteringer og bruddtyper. De dominerende bruddpopulasjonene som opptrer kan deles i tre typer basert på deres orientering og relativ bevegelse. Disse typene er (i) skjærbrudd (mode II), (ii) tensjonsbrudd (mode I) og (iii) kompaksjonsbrudd. 3.4.2.1 Skjærbrudd Forkastningsoverflaten som er tidligere beskrevet representerer hovedorienteringen til Doumenaforkastningnen. I følge Petit (1987) representerer en slik hovedorientering på - 34 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen forkastningen Y-planet. Blottingen av Doumena – planet viser derimot at orienteringen til overflaten varierer i de tre sonene (48º i sone C, 38º i sone B og 55º i sone A). Y planet til Doumena forkastningen er derfor relatert til de respektive orienteringene i de tre sonene. Relativt til Y planet finnes det flere bruddpopulasjoner som er orientert syntetisk og antitetisk i forhold til dette (Petit 1987, figur 3.14) Disse er: 1) Synteiske Riedelskjærbrudd (R skjær) 2) P skjærbrudd (P skjær) 3) Anti Riedel skjærbrudd (R` skjær) Figur 3.14 Tre dominerende populasjoner med skjærbrudd som er observert i forkastningskjernen. Figuren viser bruddenes orientering i forkastningsoverflaten (pol – plott), bruddenes orientering i forhold til Y planet og bilder som viser eksempler av bruddpopulasjonene. Alle bildene er fra vestre delen av sone B (se kart, figur 3.10). R skjær R skjær er bruddpopulasjoner som har steilere fall enn Y planet. Disse opptrer både som steile, planare og kurvede småskala normalforkastninger. Striasjoner på bruddflaten indikerer en hovedsakelig ”dip slipp” orientering. De R skjærene har småskala sprang fra cm skala til maksimalt 1-2 meter. Vanligst er sprang på rundt 10 cm til 50 cm (spranget er målt ut fra knekkpunkt i overflaten til begynnelsen av Riedelskjærbruddets hengblokk, se figur 3.14). Strøk verdiene varierer fra 250º til 294º og fallverdiene varierer fra 47º til 66º. P skjær - 35 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen P skjær er bruddpopulasjoner som har slakere fall enn Y planet. Bruddene opptrer som kurvede småskala kontraksjonsforkastninger i overflaten (figur 3.14). Striasjonene indikerer en dip slipp bevegelse, men det var vanskelig å etablere noe sprang på disse. Strøkverdiene varierer fra 220º til 306º og fallverdiene varierer fra 28º til 44º. R` skjær R` skjær er bruddpopulasjoner med orientering konjugert (dvs. motsatt fallretning) til de R skjærene. Disse opptrer som steile planare brudd internt i forkastningslinsene i sone B (figur 3.14) (kapittel 3.4.1). Flere steder er det observert at disse bruddene danner ”en echelon” geometri (fig 3.14). Disse brudden er sjelden eksponert på forkastningsoverflaten, og striasjoner og støk fall data er derfor begrenset. Enkelte striasjons målinger indikerer riktignok en oblik slipretning. Strøkverdiene varierer fra 110 til 120 grader med fallverdier på 70 til 80 grader. 3.4.2.2 Tensjonssprekker Tensjonsprekkene er vertikale. De har en sigmoidal form og opptrer ofte i ”en echlon” mønster i forkastningsoverflaten (figur 3.15). De er ofte orientert vinklerett på hovedforkastningens orientering. Sprekkenes lengde varierer fra småskala 1-2 cm brudd til større 10 - 30 cm. Tensjonssprekkene utgjør ofte større grupper i et ”en echelon” mønster assosiert med tupplinjene til synteiske Riedelskjærbrudd og P skjær. Orienteringen til tensjonssprekkene i forhold til hverandre i en slik gruppe kan i teorien indikere høyre eller venstre lateral bevegelse langs bruddsonen. Mellom R skjær og P skjær er det ofte observert ”en echelon” orienterte sigmoidale tensjonssprekker (figur 3.12). Figur 3.15 Eksempler på tensjonssprekker på forkastningsoverflaten. a) Små sigmoidale tensjonssprekker fra overflaten i de steile forkastningene i sone A. Se blyant for skala b) En-echelon orienterte tensjonssprekker på forkastningsoverflaten i sone B. Legg merke til hvordan de er sammenkoblet. 3.4.2.3 Kompaksjonsbrudd (stylolitter) Kompaksjonsbrudd opptrer som horisontale stylolittiske suturer. Bruddene er karakterisert av undulerende tynne sømmer av mørkt brunlig materiale som terminerer inn i irregulære - 36 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen vertikale sprekker fylt av hvit krystallin kalsitt. Disse bruddene er sjelden ekspnert på forkastningsoverflaten, men kan observeres i eroderte snitt. Det er derfor vanskelig å etablere lengden og utbredelse av disse bruddtypene. De vil bli nærmere beskrevet i etterfølgende avsnitt. 3.4.3 Bergarter i forkastningskjernen 3.4.3.1 Intakt vertsbergart Vertsbergarten som opptrer på forkastingsoverflaten består av 2 dominerende typer; grå mikritt og grønbrun skifrig mikritt (figur 3.16 a, b, c, d, e). Begge bergartene består av svært finkornet, svakt metamorf kalkslam (mikritt). I tillegg opptrer også siltlag og flintnoduler. I beskrivelsen av vertsbergartene skilles det mellom mikrokrystalline og krystalline korn. Mikrokrystalline korn er kryptokrystalline, altså ikke mulig å se i vanlig mikroskop, mens krystalline korn er synlige korn med opp til 10 mm i diameter. Matriksen i vertsbergarten er vanligvis mikrokrystallin, mens det i bruddsoner finnes krystalline kalsitt korn som i mikroskop har høye interferensfarger og tvillingstriper. Grå mikritt Bergarten er eksponert i metertykke foldede lag i overflaten (figur 3.16 a). Denne grå, massive bergarten er spettet av runde, mørke korn og er gjennomsatt av tynne brudd fylt med krystallin kalsitt og stylolitter (figur 3.16b pil). Stylolittene terminerer inn i 1-2 cm tykke subbvertikale irregulære brudd fylt av krystallin kalsitt (figur 3.16 b pil). Mikroteksturen i bergarten (figur 3.16 c) består av en matriks av grå mikrokrystallin kalsitt. Matriksen er spettet med euhedrale til subhedrale rundede kalsitt krystaller med en kornstørrelse på 0,2-0,5 mm. Det er ikke mulig å antyde noen orientering i form av lagning eller foliasjon i bergartens matriks. De irregulære bruddene er fylt med krystallin kalsitt med tydelige tvillingstriper og høye interferensfarger. Fargen er brunlig med svak pleokroisme i noen av kornene. De krystalline kalsittene viser en størrelsessonering, dvs. de er minst i sentrum og øker mot sidene. Kornstørrelsen er 0,5-0,7 mm i de grovkornede områdene og 0,05-0,2 i de finkornige områdene. I kalsitt årene finnes fragmenter av den grå mikrokrystalline kalsitten. De kalsittinnfylte bruddene er hovedsakelig fylt med to typer mineral, der den ene er av lys brun krystalin kalsitt og den andre av en fargeløs krystallin kalsitt. Kornstørrelsen ligger mellom 1,2-1,6 mm. Brudd med lys kalsitt kutter brudd med brunlig kalsitt. Det er flere bruddorienteringer og det er ikke mulig å definere noen bevegelse - 37 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen langs noen av bruddene. Stylolittene har en undulerende tekstur og består av tynne suturer av finkornig, rustfarget materiale. Stylolittene kutter de kalsittinnfylte bruddene og er således yngst. Orienteringen er subparallell med forkastningsoverflaten i strøkparallelle snitt og horisontal i fallparallelle snitt. Grønbrun skifrig mikritt Denne bergarten er eksponert i forkastningsoverflaten som flere parallelle lag. De er 0,5 meter til 3 meter tykke og kan følges i opptil 70 meter i strøkretning (figur 3.13). Mikrittskiferen opptrer med flere kløvplan noe som gir bergarten en typisk foliert tekstur bestående av små 1 - 5 cm store linser (figur 3.16d) I irregulære hulrom er kalsittkrystaller utkrystallisert. Mikroskopisk (figur 3.16 e) består bergarten av en mikrokrystallin, mørk, brungrønn matriks der kløvet er definert av rustfargete soner som definerer små linser. Matriksen er kuttet flere steder av kalsittinnfylte brudd og stylolittiske suturer. I årer som er 1-2 cm tykke er det utfelt krystallin kalsitt. Veggene i de innfylte årene er irregulære med en rundet overflate. Flintnoduler Mørkerød, glassaktig flint opptrer som 10-20 cm store noduler i vertsbergarten. Denne består av svært finkornig kvarts (figur 3.16f). Den er spettet med anhedrale pleokroittiske dolomittkrystaller med 60 graders kløv, og gjennomsatt av brudd fylt med krystalin kalsitt. Bruddene gir bergarten en oppstykket tekstur bestående av linser av mikrokrystallin kvarts. Siltstein Rødlig siltstein finnes flere steder som 10-20 cm tykke lag (figur 3.16 g), ofte assosiert med den grønnbrune skifrige mikritten. Siltsteinen består av en rødlig mikrokrystallin matriks spettet av runde 0,5 - 1 mm euhedrale til subhdrale kalsitt korn. Bergarten har en primær lagning som er kuttet av en diskontinuerlig kløv. Kløven er definert av tynne soner av mørkt opakt materiale. Tynne 0,1 til 1 mm kalsittinnfylte brudd kutter gjennom bergarten. - 38 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.16 Relativt udeformerte vertsbergarter som opptrer på forkastningsoverflaten. A) Bilde av forkastningsoverflaten som viser den foldede lagningen i grå mikritt. B) Grå mikritt. Legg merke til den grå matriksen spettet av mørke flekker, og stylolittene som terminerer i de hvite kalsittårene. C) Tynnslipfoto av den grå mikritten, som viser mikrokrystallin gråbrun matriks spettet av anhedrale kalsittkorn som er gjennomsatt av kalsittinnfylte sprekker og stylolitter. Bildet er tatt med analysator D) Feltbilde fra den skifrige mikritten. Legg merke til hvordan kløven danner små linsestrukturer. E) Tynnslipfoto av den skifrige mikritten med tydelig kløv som defineres av brunlige rander. Kalsittinnfylte sprekker er kuttet av stylolitter, legg også merke til et kalsittinnfylt hulrom (nede til høyre). Bildet er tatt med analysator. F) Tynnslipfoto av flint der matriksen har en gråblå interferensfarge og består av mikrokrystalline kvarts krystaller (fargeløs med analysator ute) spettet - 39 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen av gule pleokroittiske dolomitt krystaller med perfekt kløv. Kvarts matriksen er kuttet av kalsittinnfylte sprekker. Bildet er tatt med analysator. G) Tynnslipfoto av en siltstein med mikrokrystallin matriks spettet av små kalsitt korn og gjennomsatt av enkle sprekker. Legg merke til de to kløvretningene. Bildet er tatt med analysator. 3.4.3.2 Forkastningsbergarter Forkastningsbergartene består av fragmenter fra vertsbergarten, blant annet grå mikritt med kalsittinnfylte brudd og stylolitter, krystallin kalsitt med høye interferensfarger i tvillingstriper og deformasjonslameller, og grønnbrun skifrig mikritt. Flint og silt fragmenter opptrer sjelden og spredt i forkastningsbergartene. Tradisjonelt er matriks i forkastningsbergartene representert med fragmenter på størrelse med vertsbergartens matriks. Vertsbergartene i denne sammenheng består av mikrokrystallin matriks med mindre fragmenter enn i forkastningsbergartene. Forkastningsbergartenes matriks er derfor definert som fragmenter som er mindre enn 0,1 med mer. Korn er fragmenter mellom 0,1-1mm, og klaster er fragmenter større enn 1mm. Generelt kan forkastningsbergartene deles inn i 4 ulike bergarter (se tabell 1.1. i kapittel 1). 1. Herdet kornbåren breksje 2. Herdet matriksbåren breksje 3. Ukonsolidert kornbåren breskje 4. Forkastningsmel I figur 3.17 er fragmentstørrelsesfordelingen (se kapittel 1.4 for metode) i de enkelte breksjene plottet. To karakteristiske, kumulative kurver er etablert basert på fragmentstørrelsesfordelingen; en typisk ”power law” kurve og en typisk ”log normal” kurve. Breksjer med en overvekt av matriks viser ”power law” fordeling, mens breksjer med en høyere andel av større fragmenter som korn og klaster viser en ”log normal” kurve. Under blir de ulike breksjene beskrevet med hensyn til denne fordelingen og med hensyn til deres deformasjonsteksturer. - 40 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.17 Fragmentstørrelsesfordeling av forkastningsbergartene. Kurver som viser en typisk ”Power law” fordeling er matriksbårene breksjer, mens kurver som viser typiske ”log normal” fordeling er kornbårene breksjer. Eksempler på figurer som viser de respektive fragmentfordelingene er vist i parentes. Herdet kornbåren breksje Breksjen opptrer i 1 cm til 1 meter tykke lag (figur 3.18, 3.19 og 3.20). Den er karakterisert av protobreksjer med imbrikerte korn og klaster og er avgrenset over og under av tynne diskontinuerlige ultrabreksjer (figur 3.19 og figur 3.20). Mikroteksturelt (figur 3.18 og 3.21) består bergarten av store kantete klaster (>1mm) av avlange mikritt fragmenter og aggregater av krystallin kalsitt (figur 3.18b). Klastene er 1mm til 1 cm i diameter og de utgjør ca 30 % av fragmentfordelingen i bergarten (figur 3.17). De fleste klastene er imbrikerte i forhold til hovedforkastningen eller danner aggregater av skråorienterte klaster. Klastene er kuttet av både intragranulære og transgranulære sprekker (figur 3.18 og figur 3.21). Sistnevnte er ofte fylt med mindre korn og matriks fragmenter (figur 3.18b). De trangranulære sprekkene er som regel orientert likt med R`skjærene, mens de intergranulære sprekkene opptrer vinklerett på disse de transgranulære (figur 3.18b). Kontaktsonen mellom klastene har i flere tilfeller en stylolittisk rand som er karakterisert av en undulerende kontakt som er fylt med en tynn søm av mikrokrystallin brunlig matriks (figur 3.21b). Det kan i noen tilfeller observeres sement av krystallin kalsitt i den umiddelbare nærhet av disse stylolitt kontaktene. Både korn og matriks består av angulære fragmenter av mikritt og rekystallisert kalsitt. Størrelsen på disse fragmentene er mellom 0,05 mm og 1 mm. Kornene utgjør ca 45%, mens matriksen utgjør 25% av bergartens fragmentfordeling (figur 3.17). Korn og matriks er - 41 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen ansamlet i 0,1 - 0,5 cm tykke soner parallelt med orienteringen til klastene. I disse sonene er kornene noen ganger dekket av en rustfarget mikrokrystallin matriks (figur 3.21a). Bergarter med denne kornbårne teksturen er funnet i flere eksemplarer langs forkastninger i linser, hvor de utgjør 1-10 cm tynne lommer (figur 3.18a) i opptil 1 meter tykke linser (figur 3.19 og 3.20). De tynne eksemplene er vanligvis assosiert med flere parallelle forkastninger (Y-plan) som binder 1-5 cm tynne sjikt av skrått orienterte kornbårene breksjer. Klastorienteringen i disse sjiktene er ofte subbparallell med de antitetiske Riedelskjærene (figur 3.18 og 3.19). Bruddstrukturer med lik orientering som R-skjærene og P skjærene kutter linsene flere steder (figur 3.20). I noen tilfeller er breksjen kuttet av store R`skjær. I disse tilfellene finnes en 1cm sone av matriksbåren ultrabreksje rundt skjærbruddet i kontakt med grove protobreksjer (figur 3.19). Figur 3.18 Eksempel på herdet kornbåren breksje. A) Snittet viser en kornbåren breksje. I strøkretning danner breksjen en typisk imbrikert tekstur, bestående av flere parallelle lag avgrenset av små forkastninger. B) Bilde av bergarten sett i håndstykke og i tynnslip. Bergarten består av angulære fragmenter av grå mikritt og rekrystallisert kalsitt kuttet av transgranulære brudd med liten forflytning (indikert med bevegelsespil) og intergranulære sprekker (vinkelrett på de transgranulære bruddene). - 42 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.19 Eksempel på herdet kornbåren breksje med tynne soner av matriksbårene breksjer. A) Snittet viser et 1 meter tykt snitt gjennom en linse, dominert av kornbårene breksjer kuttet av tynne 1-2 cm Y parallelle soner av ultrabreksje. Øvre delen er dominert av imbrikerte klaster som i underlokalitet 1. midtre delen er kuttet av steile antiteiske Riedelbrudd med tydelige glideplan. Nedre del består av en protobreksje av den skifrige mikritten. B: Feltbilde av lokaliteten C: Bilde av prøve fra den midtre delen, legg merke til bruddet som sidestiller en matriksbåren ultrabreksje mot en mikritt klast på 10 cm i diameter. Figur 3.20 Lokaliteten gir et 1,5 meter høyt fallparallelt snitt gjennom en linse. Øvre delen består av en kornbåren breksje bestående av mikritt. Den nedre delen består av protobreksje av skifrig mikritt. Bergartene er avskilt av en tynn sone av forkastningsmel. - 43 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.21 Tynnslip foto av typiske klastbårene breksjer A) Tynnslip fra en breksje med svært lite matriks fragmenter, blåfargen er interferensfarger fra epoxy og representer porøsitet. Legg merke til den brunlige matriksen som omslutter klastene og hvordan klastene er avgrenset av stylolittiske kontaktsoner, ved at klasten er trykt inn i hverandre og at hvit kalsitt er oppløst ved siden. Bildet er tatt med analysator B) Kornbåren til matriksbåren breksje, med store klaster, legg merke til den stylolittiske kontaktsonen mellom klastene. Bildet er tatt med analysator C) Transgranulære brudd mulig fylt med lys kalsittsement. Bildet er tatt med analysator. Herdet matriksbåren breksje Denne forkastningsbergarten er assosiert med forkastninger enten i tynne 1-2 cm soner eller i tykkere flak avgrenset av forkastninger med betydelig sprang på over og undersiden (3.22a). Bergarten består av 1-4 cm, subrundede klaster av hovedsakelig mikritt og noen ganger krystallin kalsitt. Den er båren av en grå matriks (figur 3.22 b og c). Flere av de største - 44 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen fragmentene er elliptiske i strøkretning (figur 3.22b) og kvadratiske i fallretning (figur 3.22c). En svak gradering av kornstørrelsene kan noen ganger observeres (figur.3.22 b og c) Mikroteksturelt (figur 3.23) består bergarten av 1-8 mm kantete til kantrundede klaster av mikritt, aggregater av krystallin kalsitt, flint og tidligere breksje, der mikrittklastene og flintklastene er størst. Klastene opptrer kaotisk og utgjør ca 10-15 % av bergartens fragmentfordeling (figur 3.17). Korn og matriks består av kantrundet til kantet mikritt, lys krystallin kalsitt, flint og fint forkastningsmel. Kornene (0,1 med mer - 1 mm) utgjør ca. 25 % av bergartens fragment fordeling, mens matriksen (<0,1 mm) utgjør ca 65 % av fragmentfordelingen (figur 3.17). I de øvre 0,5 cm av breksjen nær forkastningoverflaten har den en svak planstruktur (figur 3.23b og c). Denne strukturen defineres av linseformede korn omsluttet av svært finkornig brunlig matriks i soner under større mikritt klaster, flintklaster eller breksjeklaster (figur 3.23c). I figur 3.23 er denne planstrukturen observert like under en av de grove striasjonene assosiert med en flintklast og en hale av breksje og matriks (figur 3.9 b) (kapitel 3.3). Flintklasten er her 0,5 cm i diameter og opptrer svært oppstykket med en rundet overflate. I trykkskyggen av denne klasten (i fallretning) er kantete korn og klaster ansamlet, mens under opptrer foliasjonen beskrevet ovenfor. Bergarter med matriksbåren tekstur er assosiert med 5-20 cm mektige linser der den dominerer bergarts volumet, eller i 1 - 2 cm tynne soner assosiert med linser dominert av kornbårene breksjer. Disse breksjen er ofte funnet i kontaktsonen til forkastninger og skjærbrudd med betydelig bevegelse. Figur 3.22 Prøver av matriksbårene breksjer. A) Feltbilde av en typisk matriksbåren breksje med tydelige forkastninger på over- og underside. B) Bilde av bergarten sett i håndstykke kuttet i et snitt parallelt med forkastningens strøk. Breksjen har elliptiske kantrundete klaster der lengeaksen er parallell med strøket. Klastene er omsluttet av en velutviklet matriks. C) Bilde av bergarten sett i håndstykke kuttet i et snitt parallelt med forkastningens fall. Breksjen har kvadratiske kantrundete til rundete korn og en vellutviklet matriks. - 45 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.23 Tynnslipfoto fra matriksbårne breksjer. A) og B) Fall parallelle og vertikale snitt av matriks bårenebreksjer bestående av kantrundede til rundede klaster av mikritt, rekrystallisert kalsitt og sekundære breksjeklaster (innfelt). Legg merke til den høye matriksandelen. C) Fallparallellt snitt gjennom en grov ”crag and tail” lignende striasjon i sone A (se figur 3.9 b) Pilen indikerer bevegelsesretning. Legg merke til flint og mikritt klasten i toppen av prøven og planstrukturen under disse klastene. Det er også en ansamling av angulære korn og klaster bak klastene i forhold til bevegelsesretningen. Porøs, ukonsolidert kornbåren breksje Denne bergarten opptrer som 10 cm til 1 m tykke flak avgrenset av planare forkastninger (figur 3.24 a og b). Breksjen utgjør en 3 meter tykk pakke bestående kun av en relativt homogen breksje uten større intakte fragmenter av vertsbergarten. - 46 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Bergarten domineres av kantete til sub-rundede 0,1 cm til 2 cm korn og klaster av mikritt og krystallin kalsitt. Klastene er kuttet flere steder av intragranulære og transgranulære brudd (fig 3.24 c). Klastene utgjør en fragmentandel på 60 % (tabell 3.17). Korn og matriks består av mikritt og krystallin kalsitt den har en overvekt av korn rundt 0,5 mm til 1 mm. Fragment andelen av korn er 35% mens matriks utgjør 5 % av fordelingen. Bergarten har således en svært dårlig sortering. Porøsiteten er stedvis svært høy med hulrom på opptil 1-2 mm. Breksjen er vist i figur 3.24 a og b, der relasjonen mellom forkastningsbergartene i en 1 meter tykk breksjesekvens mellom to steile planare forkastninger er skissert. Bergarten opptrer med ulike klast- og kornstørrelser som utgjør en form for fallparallell lagning, dvs. med de groveste breksjene i midten og med finere breksjer mot forkastningene. Ytterst imot forkastningene opptrer en svært finkornig matriksbåren breksje med inslag av forkastningsmel. Den grove breksjen er en kaotisk protobreksje med svært varierende klaststørrelser, der enkelte klaster noen er opptil 30 cm i diameter. Den mer finkornede breksjen har lignende sammensetning som detaljbeskrivelsen over. Denne er internt kuttet av steile (80-90º) brudd syntetisk til hovedforkastningen der fallparallelle flak danner små trinn relativ til hverandre (figur 3.24 a og d). I noen tilfeller er disse trinnene assosiert med små buktninger i breksjen. Kalsittinnfylte brudd (3.24 a pil) kutter noen steder breksjen. - 47 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.24 Eksempler på porøse ukonsoliderte breksjer og forkastningsmel. A) og B) Bilde og skisse av en 1 meter tykk sekvens gjennom en porøs, grovkornet breksje med tynne lag av forkastningsmel av silt og grafitt smurt på en planar forkastningsoverflate. C) Bilde av en porøs kornbåren breksje. Legg merke til den kaotiske teksturen og den tilsynelatende rundingsgraden bergarten viser. D) Feltbilde av den porøse, ukonsoliderte breksjen. Legg merke til den trinnvise overflaten, som er dannet grunnet småskala steile forkastninger i breksjen. E) Nærbilde av forkastningsmel av silt. Legg merke til graderingen i kornstørrelser inn mot forkastningsplanet. 4 Forkastningsmel Forkastningsmel opptrer kun i noen tynne, 1-10 cm soner i forkastningen. Bergarten består i de fleste tilfeller av en lys grøn eller lys rød ukonsolidert matriks med klaster på 1 mm - 1 cm av silt, gråbrun skifrig mikritt eller grå mikritt. Bergarten er observert spredt i forkastningen, og er ofte relatert til skifer og silt lag i vertsbergarten eller relatert til skifer og silt konsentrasjoner internt i breksjene. Sistnevte er illustrert i figur 3.24 a og e. Der opptrer silt og grafitt som leirsmurning på forkastningsoverflaten (figur 3.24e) I kontakt med overflaten er siltsteinen totalt oppknust, mens 5-10 cm normalt fra overflaten opptrer silt og mikritt klaster båren av den finkornede matriksen. 3.4.4 Sammenstilling forkastningskjernen av geometrier, brudd og forkastningsbergarter i Som vist varierer geometrier, bruddtyper og forkastningsbergarter i de ulike sonene i forkastningen. I det følgende blir betydningen av småskala strukturer og sammenhengen disse har med hverandre beskrevet med hensyn til den storskala forkastningsgeometrien. I sone A består de karakteristiske interne forkastningsgeometrier og forkastningsbergarter stort sett av steile, planare, parallelle forkastninger som kutter en ukonsolidert, porøs kornbåren breksje (figur 3.24). Forkastningene er assosiert med 1-2 cm mektige lag av matriksbårene breksje, ofte forbundet med en lokal planstruktur i bergartens matriks rundt flint og mikritt klaster (figur 3.23c). Interne teksturer i de kornbårene porøse breksjene vises som steile skjærsoner ofte assosiert med kornrulling (figur 3.24 d). Breksjen i sonen er estimert til mer enn 3 meter i tykkelse normalt på forkastningen. Sone B og C viser i den storskala modellen en kurvet overflate der sone B har en lavere helningsvinkel og sone C en steilere. Forkastningsgeometrien i sone B og C er i stor - 48 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen grad styrt av ulike kombinasjoner av R skjær og P skjær. Disse bruddorientringene avgrenser i mange tilfeller linser. Et eksempel på hvordan bruddtypene fordeler seg i en linse er vist i figur 3.25a) der linsens nedre avgrensing i forhold til forkastningsplanets fall er bundet av R skjær og i nedre del i forhold til fallet av P-brudd. I dette eksempelet er linsens overflate definert av et R skjær nederst og et P skjær øverst. Linsenes form og geometri er altså et resultat av de bruddtypene som dominerer. En linse med en meget kurvet overflate vil være dominert av større R skjær og P skjær, mens en linse med en typisk flat geometri vil være preget av korte R skjær og korte P skjær og en overflate dominert av lange Y-parallelle skjærbrudd. Linsens interne struktur er som vist i figur 3.25 dominert av mindre P skjær, R skjær, R` skjær og tensjonsbrudd. R` skjærene dominerer i mange tilfeller den interne linsegeometrien i sone B, mens den interne linsegeometrien i sone C i mange tilfeller er dominert av P skjær. Linsene i sone B har typisk lengre fallakser enn strøk akser enn linsene i sett i sammenheng med linsene i sone C, som er mer kvadratiske i formen. Tettheten av brudd i linsene ser også ut til å variere. I noen linser er bruddintensiteten høy. Disse linsene er karakterisert ved flere høyere orden linser. I andre linser hvor bruddintensiteten er mye lavere er det ikke dannet høyere ordens linser. Isteden preges linsene av korte brudd som terminerer raskt i hver ende dvs. har liten utholdenhet. Figur 3.25 Konseptuel modell som viser de ulike skjærbruddene som avgrenser linser i Doumenaforkastningen samt bruddstrukturer som dominerer internt i linsene. A) viser bruddenes orientering i forhold til Y planet. B) Modell som viser skjærbrudd og tensjonsbrudd internt i en linse. Modellen er orientert vertikalt og parallelt med bevegelsen på forkastningen. C) Modell som viser bruddplanene som avgrenser overflaten av en linse. - 49 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Linsene er bygd opp av intakte vertsbergarter, herdede kornbårene og matriksbåren breksjer og forkastningsmel. Tilstedeværelsen av intakte vertsbergarter i forkastningskjernen vises i de to kartene presentert i figur 3.10 og 3.13. Vertsbergarten er eksponert enten i forkastningsoverflaten der hvor den er definert av en kurvet overflate eller i eroderte snitt. Foruten sonen med intakt vertsbergart domineres de fleste linsene enten av kornbårene eller av matriksbårene breksjer. Det kan se ut til at de linsene med en typisk kurvet geometri, og som består av flere lavere orden linser, ofte består av kornbårene breksjer med tynnere soner av matriksbårene breksjer, mens de matriksbårene breksjene dominerer i mer flate linser avgrenset av Y-parallelle skjærbrudd. Sistnevnet linser er kuttet av få R skjær og P skjær. Den storskala modellen for Doumenaforkastningen kan, basert på profildata og på feltdataene, beskrives som en rampe-flate-rampe forkastning. Her definerer sone B flaten, mens sone A og B representer rampene. Det er også vist at sonene A-C utgjør store interne geometrier. Det er en kurvet geometri og linsedannelse i den øvre rampen og flaten (sone C og B), og en planar geometri i sone A. Implikasjoner av rampe-flate-rampe geoemetrien vil bli videre drøftet i kapittel 5. 3.5 Kvantifisering av linser i Doumenaforkastningen I sonene B og C i Doumenaforkastningen er det påvist utbredt linsedannelse. I det følgende blir disse beskrevet med hensyn til deres strøk-, fall- og tykkelsesakser. Disse dataene er basert på kartleggingsmaterialet hentet fra overflaten (profiler og kart). I tillegg vises det til et annet datasett hentet fra et tidligere upublisert arbeid fra Skar et al. pers. komm. (2005). Lengde mot bredde og lengde mot tykkelse er plottet i X-Y plott der en regresjonslinje er kalkulert. Metoder er brukt av Lindanger (2003). Regresjonslinjen indikerer relasjonen mellom to variabler, i dette tilfellet mellom lengde og bredde og lengde og tykkelse på linsene. Linjens funksjon er gitt ved: y = Įx + ȕ der Į angir stigningsgradienten på linjen, mens ȕ angir kryssingspunktet av y aksen. Stigningsgradienten gir i dette tilfellet et estimat på hvor mye strøkdimensjonen eller tykkelsen på linsene øker med hensyn til lengden på linsene. - 50 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen R2 (R kvadrert) er en verdi som angir i hvilken grad punktene sprer seg rundt en linje, i dette tilfellet regresjonslinjen. Per definisjon er denne verdien mellom -1 og 1. En R verdi nær 1 eller -1 samsvarer dette med en tett samling av punkter rundt en lineær trend. Med andre ord, er det et lineært forhold mellom linsedimensjonene vil R2 verdiene ha en høy numerisk verdi. Er det en stor spredning i dimensjonene vil R2 verdien være lave. Linser målt i dette studiet I figur 3.10 er det er etablert ti første ordens linser i sone B (se kapittel 3.3 og 3.4.1). Linsene har fallakser fra 19 til 48 meter og strøkakser på 10 til 23 meter. Forholdet mellom lengde og bredde (L/B) går fra 1:1,3 til 1:2,5 med et snitt på 2. Fallaksen er altså generelt sett dobbel så lang som breddeaksen. Tykkelsen på linsene er noe vanskeligere å estimere grunnet at eksponeringen som regel viser overflaten og ikke snittet. Tykkelsen er derfor estimert ut fra profillinjenes amplitude over de aktuelle linsene og deretter multiplisert med 2. Metoden predikerer at linsene er avgrenset under av en forkastning lik den øvre, men det er forsøkt å ta hensyn til variable tykkelser langs linsene. Tykkelsesmålinger er av den grunn ikke like troverdige som lengde-bredde målingene. Tykkelsene varierer fra 0,6 – 2 meter, med et snitt på 1 meter. Forholdet mellom lengde og tykkelse varierer dermed fra 1:20 til 1:50, med et snitt på 1:31. Det er etablert fjorten 2. og 3. ordens linser på overflaten. Disse har lengder på 1 til 21 meter og bredder på 0,5 til 13 meter. Forholdet mellom lengde og bredde er på 1 til 3,5 med et snitt på 2. Tykkelsen på disse linsene er noe vanskeligere å estimere. Tykkelsen gjennomgående målt til mellom 10 og 50 cm. I sone C er det etablert 6 målbare linser. Linsene er 1. orden linser (se kapittel 3.4.1). Linsene har fallakser på 12 til 5,5 meter og strøkakser på 6 til 15 meter. Forholdet mellom lengde og bredde er fra 0,8:1 til 2:1 med et snitt på 1,3:1, noe som indikerer en mer kvadratisk form. Tykkelsen på linsene er ikke estimert, da det ikke er utført strøkparallell profilering i denne sonen. Linser målt av Skar et al. (2005): I Skar et al. 2005 sitt datasett ble det ikke tatt hensyn til soneinndelingen gjort i dette studiet. Linsedimensjonene er målt direkte i felt på samme lokalitet som i dette studiet og det er har vært forsøkt å dele inn disse i ordener. Det er etablert femten første ordens linser, seks andre ordens linser og tre tredje ordens linser. - 51 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen 1. ordens linsene har fallakser fra 12 til 60 meter og strøkakser på 6 til 20 meter. Forholdet mellom lengde og bredde (L/B) varierer fra 1,1:1 til 2,6:1 med et snitt på 1,9:1. Tykkelsen på linsene varierer fra 0,3 meter til 2 meter, mens forholdet mellom lengde og tykkelse varierer fra 3,75:1 og 60:1 med et snitt på 1:21. Regresjonsanalyse av linsene I figur 3.26 a, b og c er linsene plottet med hensyn til deres strøk- og falldimensjoner i xy plott. Da datasettet er hentet fra samme lokalitet er sannsynligheten stor for at de samme linsene er målt to ganger. Dataene er derfor plottet hver for seg i figur 3.25 a og b og alle dataene er så plottet sammen i figur 3.26 c. Figur 3.26 a viser linsene målt i dette studiet. Linsene er plottet med hensyn til deres orden og fra hvilken sone de er fra. 1. ordens linsene i sone B frembringer en regresjonslinje med et stigningstall på 0,37 og en R2 på 0,75. 2.-3. ordens linsene frembringer en regresjonslinje med stigningstall på 0,5 og en R2 verdi på 0,73. Sone C frembringer en regresjonslinje med stigningsgradient på 0,73 og en R2 verdi på 0,45. Vurderer en R2 verdiene indikerer det et bra lineært forhold på dimensjonene fra linsene i sone B, mens de er noe dårligere i sone C. Stigningstallet indikerer at det er jevnere forhold mellom lengde og bredde for sone C linsene i forhold til sone B linsene. Figur 3.26 b viser linser presentert av Skar et al. (2005). Linsene er kun plottet med hensyn til deres orden. Plottet av 1. ordens linsene frembringer en regresjonslinje med et stigningstall på 0,51 og en R2 verdi på 0,64. Plottet av 2. og 3. ordens linsene frembringer en regresjonslinje med et stigningstall på 0,68 og en R2 verdi på 0,97. R2 verdiene indikerer et bra lineært forhold på dimensjonene, mens stigningstallet viser at 2. til 3. orden linsene har et jevnere forhold mellom falldimensjon og strøkdimensjon enn for 1. ordens linsene. Figur 3.26 c viser plottet av alle linsene plottet fra både dette studiet og Skar et al. (2005) studiet. Linsene målt i dette studiet (figur 3.26a) har punkter som frembringer en regresjonslinje med et stigningstall på 0,42 og en R2 verdi på 0,79 noe som indikerer en meget lineært forhold. Linsene målt av Skar et al. (2005) viser punkter som frembringer en regresjonslinje med et stigningstall på 0,57 og en R2 verdi på 0,85, noe som også indikerer et meget lineært forhold. I figur 3.27 er linsene plottet med hensyn til deres tykkelse og fall dimensjoner i xy plott. Plottet er fra data hentet fra dette studiet og fra Skar et al. (2005). Her er punktene mer spredt i forhold til fall og strøk dimensjonen. Regresjonslinjen for punktene hentet fra dette studiet viser en stigningsgradient på 0,014 og en R2 verdi på 0,12, mens regresjonslinjen for - 52 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Skar et al. (2005) studiet viser stigningsgradient på 0,025 og R2 verdi på 0,15. På grunn av den lave R2 verdien er relasjonen mellom tykkelsen og lengden på linsene svært dårlig. Dette kan bety at linsene i Doumenaforkastningen viser en dårlig relasjon mellom tykkelse og lengde eller at blottingsgraden av linsene ikke tillater gode mål av tykkelsesaksene. - 53 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.26 X-Y plott av strøkdimensjonen mot falldimensjonen på linsene i Doumenaforkastningen. Regresjonslinjens formel og R2 verdi er markert på siden, for utdypning, se tekst. a) Plott av linser målt i dette studiet. b) Plott av linser målt av Skar et al. (2005) c) plott av alle linsene fra både dette studiet og Skar et al. (2005) Figur 3.27 X-Y plott av tykkelsesdimensjonen mot falldimensjonen på linsene i Doumenaforkastningen, fra dette studiet og fra Skar et al.. Regresjonslinjens formel og R2 verdi er markert på siden, for utdypning, se tekst 3.6 Destruksjonssonen For å karakterisere destruksjonssonen er to lokaliteter i liggblokken studert i detalj. Formålet er å beskrive deformasjonen som opptrer som en funksjon av avstand til forkastningen for på den måten å gi et estimat på destruksjonssonens bredde i liggblokken. Sone C liggblokk Profil I (figur 3.28) er en fortsettelse av profil 2 (figur 3.5). Dette profilet går gjennom et slakere parti i fjellsiden (ca 30º) ovenfor forkastningsoverflaten kalt sone C. Partiet er preget av erosjon i form av små bekkeleier. Langs profilet er bergknauser studert med hensyn til deformasjon i form av bruddtyper og forkastningsbergarter. Ingen av lokalitetene viser en utbredt deformasjon i form av forkastningsbergarter eller større glideplan, men steile og slake - 54 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen små forkastninger opptrer hyppig og kutter intakte vertsbergarter flere steder. Da det flere steder er vegetasjon og løsmasser er det ikke mulig å lage et representativt bruddfrekvens plott av destruksjonssonen, men en kartlegging av bruddtyper og et grovt anslag av hvor hyppig de opptrer er utført. I de første 30 meterne av profilet er forkastningsfrekvensen anslått til 5-10 forkastninger per meter. De påfølgende 50 meterne viser en avtagende bruddfrekvens, til 1-3 forkastninger per meter. Ved ca 120 meter opptrer forkastninger kun sporadisk. Forkastningene fordeler seg i 2 populasjoner fordelt på steilere (50-60º), kurvede brudd, og slakere 20-30º graders kurvede brudd. Det er kun observert syntetiske brudd i forhold til hovedforkastningen. Den vertikale tykkelsen på destruksjonssonen kan estimeres ut fra ligningen; L x sin 20º = Vertikal tykkelse der L er lengden på profilet. Vinkelen på 20º er funnet ved å trekke fra vinkelen på profilet (30º) fra vinkelen på sone C (50º). Tykkelsen blir 10 meter for den mest intense destruksjonssone (L=30 m) og 40 meter for den totale destruksjonssone. Sone B liggblokk Profil II (figur 3.28) viser en skisse av destruksjonssonen fra et bekkeleie som skjærer normalt på forkastningenes strøk. Bekkeleiet er lokalisert ca 100 m vest for forkastningen, i høyde med sone B. I fremre del av bekkeleiet er det tilstedeværelse av forkastningsplan lignende de observert i forkastningskjernen. I et snitt 15 meter normalt (lengden er målt i felt) inn fra disse planene er det målt 4 storskala forkastninger per meter (figur 3.28). Lenger inn minsker hyppigheten av forkastningene drastisk. Forkastningene i dette snittet fordeler seg i to kuttende populasjoner, henholdsvis steile 50-60º forkastninger og slake 30-40º forkastninger (figur 3.28). Forkastningene er fra 10 cm og opptil 20 meter i lange. Tykkelsen på destruksjonssonen under sone B er med basis i på dette profilet, er estimert til 15 meter. - 55 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.28Profiler av destruksjonssonen, for lokalisering, se bilde i midten til venstre. Profil I er laget over sone C, der lokaliteter som er studert med hensyn til bruddfrekvens er inntegnet. Profil II detalj skisse av destruksjonssonen observert i veggene i et bekkeleie, skissen viser 15 meter av destruksjonssonen normalt inn fra forklastningen. Plottet viser storsirkler til forkastningene observert langs profil II, bildemosaikken er fra midtre deler av profil II. 3.7 Oppsummering av feltobservasjonene Analysen av de tverrgående profilene og detaljstudier av brudd, linsetyper og forkastningsbergarter som opptrer i forkastningskjernen har vist at det er klare forkjeller i forkastningens geometri og oppbygging fra øvre til nedre del av den eksponerte - 56 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Doumenaforkastningen. På stor skala er det vist at det er en systematisk variasjon i Doumenaforkastningens overflateprofil. De øvre og nedre sonene (C og A) har et steilere fall enn den midtre sonen (sone B). De fallparallelle profilene beskriver således en forkastning med en svak rampe – flate – rampe geometri (figur 3.29). Geometrien skiller også mellom planare forkastninger i sone A og mer kurvede forkastninger i sone B og C. I sone A er det vist at de planare forkastningene avgrenser flak av en porøs og ukonsolidert breksje, som er gjennomsatt av interne steilere brudd. I sonene B og C danner de kurvede forkastningene linser av ulik størrelse og geometri. Noen steder ligger disse linsene oppe på hverandre i ekstensjonsduplekser. Basert på de avgrensende forkastningers orientering er det vist at linsenes overflate og interne geometri er styrt av ulike bruddpopulasjoner av synteiske og antitetiske, steile og slake brudd (R, P R` og T). Linsene består av ulike bergarter som kornbårene breksjer, matriksbårene breksjer og intakte vertsbergarter. Linsene har en relativt god relasjon mellom lengden på fallaksen og lengden på strøkaksen. Tykkelsesaksen mot lengdeaksen viser derimot svært dårlig samsvar. I destruksjonssonen er bruddstrukturer med lignende orientering som i kjernen funnet. Brudd intensiteten er størst i de første 5-15 meterne normalt på forkastningskjernen, som dermed definerer den intense destruksjonssonen. Lenger inn i liggblokken avtar bruddintensiteten relativt raskt - 57 - Kappitel 3 Doumenaforkastningen Figur 3.29 Oppsummering av observasjonene i forkastningskjernen og i destruksjonssonen. A) tabell som viser fordelingen orienteringen av overflaten i de tre sonene samt fordeling av bruddtyper, forkastningsbergarter og overflategeometrier. B) Konseptuel skisse av forkastningsoverflaten, som viser en mulig rampe-flate-rampe geometri av blottingen. - 58 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Kapittel 4 Pisiaforkastningen 4.1 Innledning Pisiaforkastningen har vært gjenstand for flere tidligere studier som nevnt i kapitel 1(f.eks Roberts & Stewart 1994, Stewart 1996, Stewart & Hancock 1990a). Det er påpekt at den studerte blotningen viser en storskala eksponering av forkastningskjernen, der forkastningsoverflaten i lokaliteten har en karakteristisk planar geometri med kraftige fallparallelle korrugeringer. Formålet med dette kapittelet er å gi en mer detaljert beskrivelse av Pisiaforkastningens interne geometri, oppbygging og utvikling. Først vil det bli gitt en generell geologisk beskrivelse av feltområdet der tidligere arbeid vil bli introdusert. Deretter vil forkastningens overflategeometri bli diskutert basert på oppmålte topografiske profiler. Dette danner det videre grunnlaget for en mer detaljert beskrivelse av de interne forkastningsgeometrier, bruddtyper og forkastningsbergarter som finnes i forkastningskjernen. Det vil i tillegg bli gitt en kvantitativ analyse av overflate morfologien fra forkastningsoverflaten. Avslutningsvis oppsummeres de antatt viktigste feltobservasjonene, som danner grunnlaget for diskusjonen i kapittel 5. 4.2 Generell geologisk beskrivelse av feltområdet Pisiaforkastningen er en del av et større øst-vest orientert forkastningssystem kalt ”South Alkonydes fault segment” (SAFS). Det danner den sørlige avgrensing av den aktive Alkonydes halvgraben (Leeder et al. 2002, Morewood & Roberts 2001, Roberts 1996) (figur 4.1). SAFS systemet har en lengde på 35 km, der det kumulative spranget er på 2,5-3 km. Dette spranget er etablert ca 5-10 km øst for studieområdet (Morewood & Roberts 1999). Figur 4.1 Strukturelt kart over Perachora halvøya, lokaliteten er markert med rød sirkel. Hentet fra Roberts og Stewart (1994) - 59 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen I 1981 ble flere segmenter av SAFS aktivert i en større jordskjelvhendelse (Hubert et al. 1996, Jackson et al. 1982). De to første hendelsene skjedde natt til 25. februar, der jordskjelvene målte henholdsvis 6,7 og 6,4 på Richters skala. Den første hendelsen reaktiverte Pisiaforkastningen, mens den andre reaktiverte Alepohoriforkastningen lenger nordøst (Hubert et al. 1996). Den tredje hendelsen fant sted 8 dager senere på Kaparelli forkastningen. Dette er en antitetisk forkastning 15 km lenger nord (Benedetti et al. 2003, Leeder et al. 2002), som ble reaktivert av et jordskjelv med størrelse på 6,4 på Richters skala. Denne hendelsen er tolket som et etterskjelv (Hubert et al. 1996, Jackson et al. 1982). Langs de nevnte forkastningene ble det observert friske forkastningsplan som antagelig ble eksponert av jordskjelvet. Fallengden på disse nye planene er maksimalt 1,5 m, som også kan ses langs foten av Pisiaforkastningen (Jackson et al. 1982). Morewood & Roberts (1999) estimerer spranget til Pisiaforkastningen ved Pisia landsby til å være rundt 400 meter. Lengden på forkastningene er i samme publikasjon anslått til ca 10 km. Forkastningens liggblokk er godt fremtredende i landskapet og består av en finkornig mesozoisk kalkstein og flysch. I studieområdet består liggblokken av en finkornig mikrittisk kalkstein av triasisk alder (Maniatis et al. 2003). Hengblokken består av unge sandrike og konglomeratiske avsetninger. Skred og talusavsetninger opptrer i kontakt med liggblokken mens fluviale avsetninger opptrer mer distalt fra liggblokken (figur 4.2 og figur 4.3) (Leeder et al. 2002, Stewart & Hancock 1990b). Figur 4.2 Avstandsbilde av Pisiaforkastningen. Forkastningne er tydelig markert i terrenget som en større fjellside. I foten av fjellsiden er det avsatt alluviale vifter disse er tolket på bildet. Stewart og Hancock (1990b) har kartlagt 2,5 km av forkastningen fra studieområdet (dette studiet) og vestover. De fastslår at forkastningen kan deles inn i to hovedgeometrier; en østlig rampe morfologi som viser 50 meter høye forkastningsoverflater som faller 39º til 45º, - 60 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen og en vestlig del karakterisert av et nettverk av steile (60 til 70º) forkastningsplan som viser en trinnvis geometri. Studieområdet er lokalisert til rampen (figur 4.3). I selve studieområdet er det også utført studier på forkastningsoverflaten og bergarter funnet i kjernen med hensyn deformasjon og påvirkning av karstifisering langs forkastningskjernen (Roberts & Stewart 1994, Stewart & Hancock 1990a). De utførte ikke detaljerte studier med utgangspunkt i både forkastningsoverflatens morfologi, bruddsystem og forkastningsbergarter. Dette studiet er derfor nye for denne lokaliteten. Her følger en gjennomgang av datasettet. Figur 4.2 Detaljkart over Pisiaforkastningen. Figueren er hentet fra Hancock og Stewart (1990b). 4.3 Beskrivelse av forkastningens overflate og interne geometri Den studerte blotningen er lokalisert 200 meter sør for Pisia landsby. Lokaliteten fremviser en sammenhengende eksponering av forkastningsoverflaten på 200 meter i strøkretning og 50 til 100 meter i fallretning (figur 4.4). Foten av eksponeringen består av hengblokksedimenter der talus avsetninger er i direkte kontakt med forkastningsoverflaten. Rett over hengblokkkontakten vises en 1 meter høy sammenhengende sone av ferskere forkastningsoverflate. Denne er assosiert med bevegelsen forkastningen hadde under jordskjelvet 1981 (figur 4.4) - 61 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen (Jackson et al. 1982, Roberts & Stewart 1994). Forkastningens overflate er kartlagt ved hjelp av flere tverrgående profiler (figur 4.5). Basert på de oppmålte strøkparallelle profilene og ved direkte observasjon av overflaten er blotningen på en stor skala delt inn i to soner. Inndelingen tar hensyn til strøkparallelle variasjoner i helningsvinkel på forkastningsoverflaten og på større variasjoner i intern geometri. Figur 4.4 A) Oversiktskart over studieområdet, der de tverrgående profilene er inntegnet. Legg merke til den store geometriske variasjonen fra sone 1 til sone 2. B) Forkastningsoverflaten vist i terrenget, der strøk og fall dimensjonen på eksponeringen er inntegnet. C) Nærbilde av sone 1 og sone 2 overflaten der kontakten mellom liggblokken og hengblokken er vist. Nedrest på overflaten i sone 1 kan frisk forkastningsoverflate antagelig eksponert under 1981 jordskjelvet observeres. - 62 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Sone 1 utgjør mesteparten av den kartlagte forkastningsoverflaten. Den er karakterisert av en overflate som er planar i fallretning og svakt undulerende i strøkretning. Strøkverdiene varierer fra 246º til 310º og fallverdiene varierer fra 36º til 46º, med et gjennomsnitt på 275/40 (pol-plott i figur 4.5). Overflaten viser en tydelig småskala undulering i form av kontinuerlige rygger orientert parallelt med fallet (figur 4.5 og 4.6). Disse ryggene varierer i størrelser fra små striasjoner til store korrugeringer. I profilene 1 til 4 er overflaten preget av mindre unduleringer. Høyere oppe i profil 5 øker amplituden på unduleringene, og overflaten er mer irregulær enn overflaten nede, noe som relateres til økt forvitring i den øvre delen av forkastningsoverflaten. Figur 4.5 Strøkparallelle overflate profiler og orienteringsplott fra forkastingsoverflaten. Profilene viser topografi og bruddstrukturer observert i forkastningsoverflaten, lokaliseringen av profilene er vist inntegnet i figur 4.4 A. Orienteringsmålingene er tatt systematisk langs profillinjene. Arealtro stereonett, nedre hemisfære, plottet som poler til plan. - 63 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Et 50 meter, fallparallelt, 2-3 meter dypt og 2 meter bredt bekkeskar kutter forkastningsoverflaten i sone 1 (figur 4.4 og 4.6). Sideveggene i bekkeskaret er blankpolerte, noe som gjør den velegnet for detaljstudier av forkastningene interne strukturer. Profil 6 (figur 4.7) viser forkastningen i snitt i sone 1 fra overflaten til ”gulvet” i bekkeskaret. Strukturer og bergarter er inntegnet som sett i veggene i bekkeskaret. Den øvre delen av profilet er dominert av flere planare forkastninger orientert parallelt med forkastningsoverflaten. Selve forkastningsoverflaten er planar i fallretning. Unduleringene som vises nederst på profilet er et resultat av forvitrigen i nærheten av bekkeskaret. Mellom de parallelle, planare forkastningene opptrer et tett nettverk av sigmoidale, steile brudd. De nedre 1-2 meterne består av en lagdelt kalsittavsetning og en grå kohesiv breksje. Lagningen i kalsittavsetningen er sub–parallell med forkastningsoverflaten. I bunnen opptrer en grå kohesiv breksje. I profil 6 kommer det frem at kontaktflaten mellom breksjen og den lagdelte kalsittavsetningen er planar i øvre deler av profilet, mens den er kurvet i nedre deler av profilet. Den planare overflaten viser ingen tegn til striasjoner og den har strøk og fall verdier på 251/46, altså steilere enn forkastningsoverflaten men parallelt med strøket. - 64 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Figur 4.6 Oversiktsbilde av forkastningsoverflaten der sone 1 og 2 er inntegnet. Sone 1 overflaten er typisk karakterisert av fallparallelle rygger, mens sone 2 overflaten er karakterisert av en innsynkning øverst og større mer irregulære kropper nederst. - 65 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Figur 4.7 Fallparallelle overflateprofiler som viser overflatens topografi. A) Profil 6 er skissert ut fra veggene i et bekkeskar (se bilde til høyre). Overflaten er inntegnet samt ”gulvet” i bekkskaret, strukturer og bergarter er inntegnet som observert i veggene i bekkskaret. B profil 7 er laget langs sone 2 der overflatetopografi, bruddstrukturer og bergarter er inntegent som observert i overflaten. Overgangen mellom sone 1 og sone 2 vises ved en markant knekklinje i de strøkparallelle overflateprofilene (figur 4.5). I denne sonen varierer forkastningsoverflatens orientering noe mer i forhold til sone 1, med strøk orienteringer fra 204º til 314º og fallverdier fra 35º til 64º, og med et gjennomsnitt på 274/49 (pol–plott i figur 4.5). I profil 4 og 5 og 2 er overflaten karakterisert av en betydelig fordypning, mens overflaten i profil 1 har en svak forhøyning. Profil 7 (figur 4.7) går fallparallelt gjennom sone 2. Dette profilet viser overflatens topografi samt litologien funnet langs overflaten. Profilet viser en veksling mellom planare og kurvede forkastningsoverflater. Øverst finnes en 20 meter lang, steil (50º), planar overflate. Den midtre delen er preget av en 10 meter lang, slakere, mer kurvet og irregulær overflate. Nederst opptrer en 2-3 meter lang planar steil, overflate etterfulgt av en 15 meter lang, avlang, kurvet overflate. Det fallparallelle profilet gjenspeiler variasjonene sett i de strøkparallelle. Fordypningen som er vist som kurvete overflater i de strøkparallelle profilene, vises som steile, planare overflater i det fallparallelle profilet. Forhøyningen i de strøkparallelle profilene vises som kurvete og irregulære overflater i det fallparallelle profilet. 4.4 Karakterisering av forkastningskjernen Formålet med kjernebeskrivelsen er å dokumentere hvordan forkastningskjernen er bygd opp. Det er lagt spesiell vekt på betydningen av (i) interne forkastningsgeometrier, (ii) bruddtyper og (iii) forkastningsbergarter. 4.4.1 Interne forkastningsgeometrier Variasjonene som er observert i overflateprofilene er nært knyttet til overflate geometriene til forkastningene som opptrer i forkastingskjernen. I Pisiaforkasningens kjerne finnes det i hovedsak to forkastningsgeometrier; (i) forkastninger planare i fallretning og svakt kurvet i strøkretning og (ii) forkastninger planare og sub – parallelle i fallretning og svært kurvede i - 66 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen strøkretning. I det følgende vil forkastningsgeometriene som opptrer i de to sonene bli beskrevet. Sone 1: Forkastningsoverflaten: Som vist i profilene og i pol-plottene (figur 4.5) fremstår forkastningsoverflaten som planar i fallretning med tydelige korrugeringer i strøkretning. Foruten bekkeskaret er overflaten preget av lite erosjon. Det er kun funnet forvitring i små felter. De strøkparallelle unduleringene vist i profilene og den tydelige strøkrettede spredningen på pol - plottene gjenspeiler en overflate karakterisert av fallparallelle, avlange former av ulike dimensjoner og geometri (figur 4.6 og figur 4.8a). I profilene kan disse deles inn i tre forkjellige populasjoner: 1) storskala bølger på 7-10 meters bølgelengde og 30-40 cm amplitude, 2) mindre bølger med en bølgelengde på 0,5 -2 meter og amplitude på 2 - 30 cm, og 3) små buktinger i overflaten med 1-2 cm bølger og med 0,5 cm amplitude. Disse er på grunn av deres størrelse ikke direkte fremvist i profilene, men målt og notert langs profilene. I områder hvor overflaten er forvitret vises 2 til 10 cm tykke flak som består av hvit, finkornet breksje, avgrenset av forkastninger på over og undersiden. Flakene er forbundet med korrugeringer. De er tykkest der høyden på korrugeringen tynner ut er mot størst og sidene der korrugeringene går ned i en bølgedal (figur 4.8a). Som vist i profil 6 er overflaten noen ganger karakterisert av tykkere flak (0,5 m) avgrenset av forkastninger Figur 4.8 Bilder fra forkastningsoverflaten i sone 1. A) Forkastningplan morfologi med store og små korrugeringer, striasjoner og flak. Bildet er tatt fra nedre delere av overflaten til øvre delen av overflaten. B) Tykkere 20-30 cm flak - 67 - eksponert av erosjon med glideplan på over og underside, bildet er tatt mot øst. på over og underside og videre kuttet av Kapittel 4 Pisiaforkastningen steilere brudd. Disse opptrer flere steder i overflaten som tykkere flak eksponert av erosjon (figur 4.8b). Disse viser utsnitt fra like under den øvre forkastningskjernen, geometrien av disse flakene blir ytterligere beskrevet i neste avsnitt. Dypdesnittet I vertikal snittet vist i profil 6 (figur 4.7) er forkastningskjernen bygd opp av tre ulike enheter. Den øvre enheten viser tydelig tegn på deformasjon i form av bruddstrukturer og forkastninger. Der det finnes en sone av parallelle forkastninger som avgrenser flak gjennomsatt av steile sigmoidale bruddstrukturer som er orientert ”en echelon” (figur 4.9a). De parallelle, planare forkastningene og de steile sigmoidale bruddene danner rombeformede linsekropper i det vertikale snittet. De er avgrenset av de parallelle forkastningene på over og underside og de steile sigmoidale skjærbruddene på bak og fremside. På en mindre skala er også linser dannet internt i de planare, parallelle forkastningene. Disse har en tynn (1-2 cm) avlang (5-30 cm) form avgrenset av sub-parallelle forkastninger. Forkastningene splittes og sammenkobles i hver ende av linsene (figur 4.9a). Sone 2 Denne sonen er som vist i profilene karakterisert av to karakteristiske overflategeometrier, der den øvre delen består av planare (40- 50º fall) parallelle forkastningsplan, som danner et avlangt trau. Den nedre delen er karakterisert av en trinntype geometri definert av flere steilere (50-60º), sub–parallelle forkastninger. Overflaten på forkastningene er i mange tilfeller dekket av mindre striasjoner i form av småskala glidestriper på 0,5 til 2 cm bredde og flere meters lengde. Kartbildet i figur 4.10 viser overflaten i sone 2. I den øvre delen av kartet vises den planare forkastningsoverflaten med den strøkparallelle kurvaturen. Overflaten danner et større avlangt trau som begynner ovenfor kartets øvre begrensing og slutter i et knekkpunkt definert av en overliggende forkastningsblokk. Altså er trauet ca 40 meter langt og 10-15 meter bredt. I profilene 4 og 5 fremkommer det at dette trauet har en økende innsynkning fra toppen og nedover. Aksesporene i kartet (figur 4.10) som definerer hvor forsenkningen er dypest er tilnærmet parallell med fallinjen, dvs. med striasjonene. I kartet er forkastninger som kutter overflaten inntegnet. I trauet fremkommer disse med en avgrensing som følger fallinjen. Disse forkastningene avgrenser 5 til 20 cm tykke flak bestående av forkastningsbergarter av varierende tekstur og sammensetning. - 68 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Nedenfor trauet er sonen preget av en ”trinntype” geometri, dvs. at flere sub-parallelle steile forkastninger avgrenser forkastningsblokker som utgjør flere trinn i fallretning. Det er etablert 2 store blokker avgrenset av større forkastninger. Internt er disse videre gjennomsatt av flere steile forkastninger (figur 4.10). Noen av forkastningene har en meget stor kurvatur i strøkretning, mens de er tilnærmet planare i fallretning. Det har ikke vært mulig å antyde om forkastningene som avgrenser forkastningsblokkene er listriske i dypet. Forkastningsblokkene kan derfor ikke defineres som linser i fallretning. I strøkretning, derimot, har forkastningsblokkene en typisk linseform avgrenset av de kurvede forkastningene på underside. På noe mindre forviterede steder kan slakere forkastninger på overflaten av forkastningsblokken observeres, noe som antyder at det har foregått bevegelse på oversiden av forkastningsblokkene. 4.4.2 Bruddtyper De varierende geometriene som den planare rampegeometrien i sone 1 og trinnvise overflaten i sone 2 er i stor grad et resultat av bruddorienteringer som forkommer i forkastningskjernen. Bruddpopulasjonene som opptrer kan deles inn i skjærbrudd (mode II) og tensjonsbrudd (mode I). 4.4.2.1 Skjærbrudd Det gjennomsnittlige fallet til Pisiaforkastningen i studieområdet er 40 grader. I følge Petit (1987) representerer en slik hovedorientering Y – planet. Relativt til Y planet er det i hovedsak to syntetiske bruddpopulasjoner. Disse fordeler seg i to grupper; 1) sigmoidale R skjær 2) planare R skjær (figur 4.9 a og b) Sigmoidale R skjær De sigmoidale R skjærene opptrer i 0,5 til 1,5 meter tykke lag avgrenset av planare forkastninger. Disse har et 50 til 70º fall og danner et ”en echelon” mønster mellom de parallelle forkastningene som vist i profil 6 (figur 4.7). Bruddene har en svak kurvet sigmoidal geometri, spesielt i nærheten av Y planene. Det er ikke observert gode overflater av disse bruddene. Det er således vanskelig å påvise bevegelse og eventuelt bevegelsesretning. I mange tilfeller er bruddene kontinuerlige fra Y plan til Y plan, mens de i andre tilfeller terminer før de når Y planet. De kan også opptre som separate brudd midt mellom Y planene. - 69 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Rundt de større sigmoidale R skjærene er det ofte et tett nettverk av mindre sub-parallelle bruddstrukturer (figur 4.9a). Planare Riedelskjærbrudd De planare R skjærene er syntetiske småskala skjærbrudd steilere enn Y-planet (figur 4.9b). De er planare i fallretning og kurvet i strøkretning. Striasjoner på overflaten viser en ”dipslip” bevegelse. Figur 4.9 De dominerende populasjoner av skjærbrudd. A) Skisse og bilder av Sigmoidale Riedelskjærbrudd og mindre skala Y brudd. Bildet oppe til høyre og skissen i midten viser fordelingen og formen på disse bruddene i vertikal planet, mens bildet nede til venstre viser et detaljutsnitt fra nedre delen av skissen, bildene er tatt mot vest i bekkeskaret (profil 6). Legg merke til oppknusingen rundt skjærbruddene og linseformene som defineres av skjærbruddene. B) Figuren viser steile Riedelskjærbrudd kurvede i strøkretning (store bilde nederst) og planare i fallretning (det lille bilde oppe til høyre). Bildene er fra samme skjærbrudd, der det store bildet er tatt ovenifra og ned, mens det lille bildet er tatt mot vest. Oppe til venstre er orienteringen til skjærbruddenes overflate plottet. Arealtro stereonett nedre hemisfære plottet som poler til plan, storsirkelen indikerer foldetrenden til overflaten. De planare R skjærene opptrer i sone 2. De har svært variable strøk verdier fra 203º til 314º, noe som gjenspeiler deres kurvede geometri i strøkretning. I fallretning er skjærbruddene planare. Orienteringene varierer internt mellom skjærbruddene, med fall fra 52º til 70º. Spranget varierer også. Noen brudd representerer - 70 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen sprang på opptil flere meter, mens andre viser sprang på cm skala. Det er på grunn av erosjon ikke alltid like enkelt å etablere gode sprangestimat. 4.4.2.2 Tensjonsprekker Tensjonssprekkene er sub-vertikale. De finnes som bruddstrukturer som er 10 til 20 meter lange og orientert skrått i forhold til hovedforkastningens slippretning (figur 4.11). Sprekken består av mindre, 0,5 m lange segmenter som flere steder er linket opp. Figur 4.11 Tensjonssprekker. Bilder av tensjonssprekker sett i overflaten. Det øvre bilde viser storskala utbredelse av tensjonssprekkene, bildet er tatt mot sør. Det nedre er en bilde mosaikk av samme sprekkene. Rød pil indikerer striasjonsorienteringen på overflaten. - 71 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Figur 4.10 Overflate kart som viser strukturer og bergarter i sone 2. Bruddstrukturer bergarter som opptrer på overflaten er tegnet inn. For detaljert beskrivelse se tekst. Skalaen på kartet er i meter. - 72 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen 4.4.3 Bergarter i forkastningskjernen Bergartene som opptrer i Pisiaforkastningens kjerne kan deles inn i (i) intakte vertsbergarter, hovedsakelig av lagdelte kalsittavsetninger, (ii) protobreksjer av de lagdelte kalsittavsetningene og mikrittiske bergarter, og (iii) breksjer bestående av fragmenter fra vertsbergartene. 4.4.3.1 Vertsbergarter I beskrivelsen av vertsbergartene skilles det mellom mikrokrystalline, krystalline og makrokrystalline korn. Mikrokrystalline korn er kryptokrystalline, altså ikke mulig å se i vanlig mikroskop, mens krystalline korn er synlige korn opp til 10 mm i diameter. Makrokrystalline korn er større enn 10 mm. Matriksen i mikritten er vanligvis mikrokrystallin, mens det i bruddsoner finnes krystalline kalsittkorn som i mikroskop har høye interferensfarger og tvillingstriper. Den lagdelte kalsitt avsetningen som består stort sett av krystalline og makrokrystalline korn. Lagdelt kalsittavsetning Den lagdelte kalsittavsetningen opptrer i tykke lag i forkastningskjernen (figur 4.7, profil 6). Tykkelsen normalt på forkastningsoverflaten varierer langs fallet fra 1 til 3 meter. I observerte snitt (figur 4.7 profil 6) er bergarten avgrenset på oversiden av forkastninger og sigmoidale Riedel skjærbrudd og på undersiden av en grå mikrittbreksje. Bergarten er typisk lagdelt og orientert sub-parallelt med forkastningsoverflaten. Den består av røde og hvite, 0,1 cm til 2 cm tykke lag bestående av parallellorienterte kalsittkorn. Kalsittkornene er orientert vinkelrett på lagningen (figur 4.12a og b). Flere steder er breksjeklaster avsatt internt i lagningnen. I disse tilfellene er kalsitt kornene orientert radiært rundt klastene (figur 4.12 c). Klastene består av en lignende breksje som observert under den lagdelte kalsittavsetningen (beskrevet senere under matriksbåren mikrittbreksje). - 73 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Figur 4.12 Bilder fra den lagdelte kalsittavsetningen. A) Bildet viser den lagdelte kalsittet slik den er nedrest i sekvensen i overgangen til den underliggende breksjen. Kalsitten viser her sammenhengende lag på mellom 0,5 – 1cm. Lenger opp finnes breksje klaster som er omsluttet av den lagdelte kalsitten her er kalsittkornene orientert radiært rundt klastene. B) Tynnslip bilde av den lagdelte klasitten. Tynnslipet er tatt vinkelrett på lagningen parallelt med de makrokrystalline kalsittkornene. Legg merke til den lave interferensfargen og de parallelle sonene med krystalline kalsitter som viser en høyere interferensfarge. Bildet er tatt med analysator C) Tynnslipbilde av en protobreksje av den lagdelte kalsitten. Brudd soner med finkornet matriks kutter de makrokrystalline kalsittene og bergarten fremstår med generelt lavere kornstørrelse. Blå pil indikerer en breksjeklast som er omsluttet av radært orientrte kalsitt krystaller. Bildet er tatt med analysator D) Detaljbilde fra to brudd som danner en vertikal overlapp sone forbundet med oppknust kalsitt bildet er tatt med analysator. - 74 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Mikroteksturelt (figur 4.12b) består bergarten av 0,5 cm til 1,5 cm lange og 0,5 mm til 1 mm tykke parallelle lister av krystallin og makrokrystallin kalsitt. Listene har lave interferensfarger og viser ingen tegn til tvillingstriper. To tydelige kløvretninger kan etableres; en parallelt med listenes lengdeakse og en 90º på lengdeaksen. Listene har en typisk en spiss form i endene og de terminerer ulikt. 0,1 -1 mm store krystaline kalsittkorn og klaster opptrer i soner vinkelrett på de makrokrystalline kalsittlistene (figur 4.12b rød pil). Disse klastene viser høye interferensfarger, men er uten tvillingstriper. 4.4.3.2 Protobreksjer Protobreksje av den lagdelte kalsittavsetningen Den lagdelte kalsittavsetningen er kuttet av steile, sigmoidale R skjær og av planare parallelle forkastninger (figur 4.9 a og 4.12 c og d). I nærheten av disse bruddene opptrer den makrokrystalline kalsitten fragmentert og oppknust og lagning er vanskelig å se. Tykkelsen på sonen med oppknust kalsitt varierer mellom 1 meter og 3 meter. Mikroteksturelt består protobreksjen av krystalline, kantete korn av kalsitt. Disse viser i noen tilfeller høye interferens farger. Lagningen eller parallellorienteringen er visket ut i 0,5 cm tykke soner. I disse sonene opptrer bergarten med en kaotisk fragmentorientering kuttet av flere brudd. Utenom dette opptrer bergarten intakt. To bruddpopulasjoner kutter bergarten, en populasjon parallelt med lagningen og hovedforkastningen og en populasjon, steilere, syntetisk brudd med vinkel til lagning og hovedforkastningen (figur 4.12 c og d). Langs disse bruddene finnes en tynn, 0,1-0,5 mm sone av en svært finkornet brunlig matriks. Bruddstrukturene er korte og planare og danner en trinnvis geometri. I overlappsonen mellom to brudd er det funnet mer omfattende nedknusing i form av finere kalsittkrystaller enn i området rundt (figur 4.12 d). Protobreksje av mikritt, Denne bergarten opptrer i forkastningskjernen som tynne flak. Den består av en grå finkornet mikritt gjennomsatt av brudd og stylolitter (figur 4.13). Bruddene er innfylt av krystallin kalsitt som viser tvillingstriper, høye interferensfarger og deformasjonslameller. Stylolittene er planare suturer av et mørkt, opakt material. Disse terminerer inn i irregulære brudd fylt med krystallin kalsitt og rustfarget mikrokrystallint materiale. - 75 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Figur 4.13 Tynnslip bilde av mikritt. Tynnslipet viser en mikrokrystallin gråbrun mikritt gjennomsatt av brudd fylt med kalsitt og stylolitter. Bildet er tatt med analysator. 4.4.3.3 Forkastningsbergarter Forkastningsbergartene beskrevet over består av fragmenter fra vertsbergartene mikritt og krystallin kalsitt. Tradisjonelt er matriks i forkastningsbergartene representert med fragmenter på størrelse med vertsbergartens matriks. Vertsbergartene i denne sammenheng består av mikrokrystallin matriks med mindre fragmenter enn i forkastningsbergartene. Forkastningsbergartenes matriks er derfor definert som fragmenter < 0,1 mm, korn er fragmenter mellom 0,1-1mm og klaster er fragmenter > 1mm. Generelt kan forkastningsbergartene deles inn i 3 ulike forkastningbergarter basert på tabell 1.1. Fragment størrelsene i breksjene er plottet i figur 4.14 som viser klare forkjeller i bergartenes fragmentstørrelsesfordeling. De tre breksjene er: 1. Herdet matriksbåren breksje av hovedsakelig krystallin kalsitt. 2. Herdet klastbåren breskje av hovedsakelig mikrokrystallin mikritt 3. Herdet matriksbåren breksje av hovedsakelig mikrokrystallin mikritt - 76 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen I figur 4.14 er fragmentstørrelsesfordelingen (se kapittel 1.5) i de enkelte breksjene plottet. To karakteristiske kumulative kurver er etablert basert på fragmentstørrelsesfordelingen, en typisk ”power law” kurve og en typisk ”log normal” kurve. Breksjer med en overvekt av matriks viser ”power law” fordeling, mens breksjer med en høyere andel av større fragmenter som korn og klaster viser en ”log normal” kurve. Under blir de ulike breksjene beskrevet med hensyn til denne fordelingen og med hensyn til deres deformasjonsteksturer. Figur 4.14 Fragmentstørrelsesfordeling av fragmenter i forkastningsbergartene. Kurver som viser en typisk ”Power law” fordeling er fra matriksbårene breksjer, mens kurver som viser typiske ”log normal” fordeling er fra kornbårene breksjer. Eksempler på figurer som viser de respektive fragmentfordelingene er vist i parentes. Herdet matriksbåren breksje av hovedsakelig krystallin kalsitt Bergarten opptrer i 1-5 cm tykke, avlange flak avgrenset av forkastninger (figur 3.9 a). Breksjen er homogen og massiv og består hovedsakelig av en hvit, melfarget matriks spettet av spredte grå, 1 mm til 6 mm rundede klaster av grå mikritt (figur 4.15a). Mikroteksturelt (4.15b og c) består bergarten av 0,1 mm til 1 mm kvadratiske, kantrundede til rundede krystalline kalsittkorn, og noen sjeldene kantrundede mikrittklaster og sekundære breksjeklaster på 1-2 mm. De krystalline kalsittfragmentene har høye interferens farger (se pil figur 4.15 c) og opptrer med tvillingstriper. Mikrittklastene er noe oppsprukket og har en lysere farge enn mikritten i vertsbergarten. De sekundære breksjeklastene er kantrundet til rundede og består av korn og matriks ligner den som ellers finnes i bergarten (figur 4.15b). De krystalline kalsitt kornene utgjør 25 %, mens klaster av mikritt, sekundær breksje og krystalin kalsitt utgjør 8 % av bergartens fragmentfordeling (figur 4.14). - 77 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Bergartens matriks opptrer enten i tynne soner parallelt med hovedforkastningen, eller mellom korn og klaster. Matriksen har en brunlig farge og er for det meste mikrokrystallin. Synlige korn utgjør krystalline kalsitter og mikrokrystalline mikritter. I figur 4.15 a vises bergarten i et strøkrettet snitt vinkelrett på fallet. Her er bergarten avgrenset av kurvede forkastninger i 0,5- 2 cm tykke og 5-10 cm brede linseformer. Figur 4.15 Eksempler på herdet matriskbåren breksje av hovedsakelig krystallin kalsitt A) Bilde av bergarten sett i håndstykke, prøven er kuttet parallelt med strøket og viser en hvit finkornet matriks spettet med grå mikritt klaster, bergarten er stykket opp i mindre linser avgrenset av forkastninger. B) Tynnslipbilde fra den matriksbårene breksjen, der kvadratiske rundede mikritt klaster og breksje klaster ”flyter” i en mikrokrystallin matriks. C) Nærbilde av de krystalline kalsitt kornene og den omsluttende matriksen. Legg merke til den høye interferens fargen og tvillingstripene i kalsittkornene og soneringen av matriksen. Herdet matriksbåren breksje av hovedsakelig mikrokrystallin mikritt Denne bergarten opptrer i tynne flak. Den er karakterisert av grå, 1-2 mm klaster i en fin brunlig matriks (figur 4.16 a). Mikroteksturelt består bergarten av 2-3 mm store kantete klaster av en lys delvis makrokrystallin kalsitt med spetter av grå mikrittisk kalsitt (figur 4.16b). Klastene utgjør 15 % av bergartens fragmentfordeling. Den krystalline kalsitten har høye interferensfarger og tvillingstriper, mens den grå mikritten er mikrokrystallin. Klastene - 78 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen er kuttet av intragranulære brudd fylt med lys krystallin kalsitt og transgranulære brudd fylt med matriks (figur 4.16b). Korn består av kantete 0,1- 0,5 mm fragmenter av mikritt og krystallin kalsitt. De utgjør 25 % av fragmentfordelingen av bergarten (figur 4.14). Matriksen er konsentrert i soner mellom kornfragmenter og i transgranulære sprekker mellom klastene. Matriksen er brunlig og mikrokrystallin. Fragmenter mindre enn 0,1 mm har en andel på 60 % av bergartens fragmentfordeling (figur 4.14). Bergarten viser lokalt en viss form for sortering. Det er en opphopning av finmateriale i de transgranulære sprekkene og en opphopning av korn klastfragmenter utenfor sprekkene (figur 4.16b). Figur 4.16 Eksempler fra herdet matriksbåren breksje av hovedsakelig mikritt. A) Feltbilde fra bergarten sett i bunnen av bekkeskaret. Bergarten består av grå klaster i en brunlig matriks. B) Tynnslipbilde fra bergarten. Store angulære klaster kuttet av transgranulære brudd omsluttet av en svært finkornet matriks. Legg merke til hvordan matriksen fordelere seg i sprekkene og hvordan de grovere kornene er ansamlet utenfor bruddene. Bildet er tatt uten analysator. Herdet kornbåren breskje av hovedsakelig mikrokrystallin mikritt - 79 - og Kapittel 4 Pisiaforkastningen Bergarten finnes i 1-3 meter tykke breksjepakker gjennomsatt av forkastninger (figur 4.17a). Bergarten er grå og har en kaotisk tekstur av kantet til kantrundete grå mikrittkorn og klaster (figur 4.17b). Matriksen er lys grå, men er også stedvis mer rødlig. Mikroteksturelt viser bergarten kantete til kantrundede klaster fra 1 mm opptil 15 mm i diameter. De b av består av grå, mikrokrystallin mikritt gjennomsatt av intragranulære sprekker fylt med kalsitt (figur 4.17c). Klaster mellom 1 mm og 4 mm utgjør 45 % av bergartens fragmentfordeling, mens korn mellom 0,1 og 1 mm utgjør 35 % av bergartens fragmentfordeling (figur Figur 4.17 Eksempler på herdede kornbårene breksjer. A) Felt bilde av en kornbåren breksje avgrenset av steile forkastninger. B) Bilde av bergarten sett i håndstykke, prøven er kuttet vertikalt parallelt med fallet. C) Tynnslip bilde fra den kornbårene breksjen, bestående hovedsakelig av en synlig matriks, korn og klaster. Fragmentene domineres av mikritt. Bildet er tatt med analysator. 4.14). Matriksen består kantete kantrundede til av fragmenter av hovedsaklig mikrittisk krystallin og noe kalsitt. Fragmenter mindre enn 0,1 mm utgjør ca 20 % av bergartens fragmentfordeling. Totalt utgjør mikrokrystallin mikritt ca 95 % av fragmentene i bergarten. Bergarter med denne kornbåren teksturen opptrer i flak avgrenset av steile 45º-60º forkastninger. I flere tilfeller er det mulig å antyde en kornstørrelses gradering mot forkastningene i disse flakene. - 80 - Kapittel 4 4.4.4 Betydningen forkastningskjernen. Pisiaforkastningen av geometriene, brudd og forkastningsbergarter i Som vist over varierer bruddmønsteret, forkastningsgeometriene og bergartstypene i de to sonene. I det følgende blir betydningen av de ulike observasjonene satt i en sammenheng med den storskala geometrien etablert i kapittel 4.3. Der hovedtrekket er at sone 1 representerer en rampe, mens sone 2 viser en trau form med en trinnvis geometri nedenfor. Sone 1 utgjør en storskala planar overflate. Denne er assosiert med en forkastningsoverflate preget av korrugeringer av ulik bredde og høyde både i form av storskala bølgeformer og småskala striasjoner. Alle linjeformene er parallelle og antyder en dip-slip bevegelse. Bergarten under korrugeringene, dvs. i de øvre 1-5 cm under forkastingsoverflaten består, utelukkende av en hvit matriksbåren breksje. Denne domineres av krystalline kalsitt korn med høye interferensfarger omsluttet av en velutviklet mikrokrystallin matriks. Bergarten viser i strøkparallelle snitt at den består av linseformer avgrenset av forkastninger. Fallengden på disse linseformene er meget stor. Det har imidlertid ikke latt seg gjøre å estimere dimensjonen. I dypere snitt (10-50 cm) dypt finnes en mer oppknust bergart (figur 3.8b) som er gjennomsatt av steile brudd og forkastninger. Denne består også av hvit kalsitt, men av noe større klaster enn den øverste bergarten. I ytterligere dypere snitt er denne assosiert med en lagdelt kalsittavsetning (figur 4.12), kuttet som stedvis er kuttet av forkastninger og steile R skjær. Bergarten er makrokrystallin. Den er også gjennomsatt av tynne bruddsoner parallelt med lagningen, og består hovedsakelig av en finkornet matriks. Sistnevnte bergarten er tidligere studert av Roberts og Stewart (1994). De beskriver den som en ”flowstone” avsatt i en underjordisk grotte av kalsittmettet vann rennende på grottegulvet. De mener at grotten befant seg langs forkastningen. Den er senere forsvunnet da forkastningen er blitt reaktivert. Flowstonen representerer i følge Roberts og Stewart (1994) vertbergarten i kjernen. Interferensfarger og tvillingstriper sett i den øvre bergarten relateres til den utbredte deformasjonen i kjernen. Breksjen som opptrer under ”flowstonen” (den lagdelte kalsitten) er relatert til bevegelse skjedd langs forkastningen før grotten ble utviklet og flowstonen ble avsatt. I tynnslip er består denne bergarten av delvis rekrystalliserte mikritt korn og en svært finkornig matriks. Matriksen viser tegn til transport da den har intrudert transgranulære sprekker i mikritten (figur 4.16b) - 81 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Sone 2 er preget av en større variasjon i overflategeometri enn sone 1. Den utpregede trauformen øverst går over i en trinnvis geometri lenger nede. I kartet i figur 4.10 og i profil 7, figur 4.7 vises bergarten og overflate geometrien av denne sonen. I trauet finnes protobreksjiert mikritt nederst. Denne bergarten er dominert av en delvis intakt bergart gjennomsatt av trykkoppløsning strukturer og av kalsittinnfylte brudd. Over denne finnes en kornbåren breksje dominert av mikritt og øverst finnes en hvit breksje dominert av krystallin kalsitt. Sistnevne er som den nær overflaten i sone 1. Begge bergartene opptrer i tynne flak nær overflaten og er avgrenset av forkastninger. Den nedre delen av sonen er dominert av forkastningblokker kuttet av steilere R skjær, som er typisk planare i fallretning og kurvet i strøkretning. Blokkene er dominert av mikrittiske breksjer der det noen steder finnes 10-20 cm tykke flak av en hvit breksje dominert av krystallin kalsitt. Breksjen bestående av mikritt er kornbåren og er gjennomsatt av steile R skjær som danner linser og flak (figur 4.17a). De storskala trekkene for blottingen av Pisiaforkastningen viser at sone 1 består av en tykk pakke av flowstone (eller lagdelt kalsittavsetning), mens sone 2 viser svært lite tegn til denne flowstonen. Det er derfor nærliggende å anta at de geomtriske forkjelene mellom flaten i sone 1 og den store fordypningen i sone 2 er relatert til grottedannelsen i forkastningskjernen. Dette er videre diskutert i kapittel 5. 4.5 Kvantifisering av korrugeringer i Pisiaforkastningen I sone 1 ble det påvist korrugeringer av ulike størrelser i forkastningsoverflaten. I det følgende blir disse kvantifisert gjennom lengde på strøk- og tykkelsesakser. Dataene er basert på profiler hentet fra overflaten (figur 4.5). Formålet med dette er å klargjøre om det er en lineær sammenheng mellom høyde og bredde på korrugeringer i overflaten. Analysen er basert på lignende metoder som ble brukt i kapitel 3.5. Korrugeringene er inndelt i tre ulike ordner basert på deres bølgelengde og amplitude, som vist i profilene. Det er målt korrugeringer fra profil 2 og 3, der det er tatt hensyn til at korrugeringene er relativt kontinuerlig i fallengde. De er derfor ikke målt flere ganger. Det er etablert tre 1. ordens korrugeringer basert på profilene. Disse utgjør store, grunne bølger i overflaten (figur 4.9 a), med bølgelengder på 7,4 meter til 11, 35 meter og amplituder på 29 til 46 cm. Gjennomsnittsforholdet mellom lengde og høyde er 1:25. - 82 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Det er etablert atten 2. ordens korrugeringer. Disse har bølgelengder på 55 cm til 220 cm og amplituder på 3 cm til 19,5 cm. Forholdet mellom lengde og høyde varierer fra 1:8 til 1:36 med et gjennomsnitt på 1:18. 3. ordens korrugeringer tilsvarer striasjoner i form av glidestriper og pløyemerker i overflaten. Det er målt åtte 3. ordens korrugeringer. Disse har bølgelengder på 0,1 til 3 cm og amplituder på 0,01 til 0,5 cm. Forholdet mellom lengde og høyde varierer fra 1:4 til 1:37,5 med et snitt på 1: 14. Regresjonsanalyse av korrugeringene Figur 4.18a viser xy diagram fra bredde og høyde dimensjonene fra 1. og 2. ordens korrugeringer. 1. ordens korrugeringene frembringer en regresjonslinje med et stigningstall på 0,04 og en R2 på 0,97, mens 2. ordens korrugeringene frembringer en regresjonslinje med stigningstall på 0,05 og en R2 verdi på 0,31 for 3. ordens korrugeringer (figur 4.18b) frembringes en regresjonslinje med stigningstall på 0,13 og en R2 verdi på 0,46. R2 verdiene indikerer et bra lineært forhold på 1. ordens dimensjonene, mens det for 2. og 3. orden dimensjonen er et mindre signifikant forhold. Stigningstallet viser seg å øke dess mindre korrugeringene blir. Dette indikerer at amplituden er høyere i forhold til bredden for de høyere ordens korrugeringene, og at 1. ordens korrugeringene er flatere og har en mer jevn overflate. Figur 4.18 c viser xy diagram fra alle de tre korrugeringsordnene, der en regresjonslinje frembringer et stigningstall på 0,037 og en R2 verdi på 0,88. Totalt sett viser altså korrugeringene et meget godt lineært forhold. 50 y = 0,0434x - 3,4233 R2 = 0,9792 45 amplitude (cm) 40 35 30 2. ordens korrugeringer 25 20 1. ordens korrugeringer 15 y = 0,0536x + 1,462 R2 = 0,3114 10 5 0 0 200 400 600 800 1000 1200 bølgelengde (cm) A - 83 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Striasjoner 0,6 amplitude (cm) 0,5 0,4 0,3 Striasjoner 0,2 y = 0,1396x - 0,0205 R 2 = 0,4669 0,1 0 -0,1 0 1 2 3 4 bredde (cm) Høyde (cm) B 50 45 40 35 30 25 20 15 10 5 0 Alle målinger y = 0,0377x + 2,9498 R2 = 0,8816 0 200 400 600 800 1000 1200 Bredde (cm) C Figur 4.18 Diagrammer der bølgelengde og amplituden på korrugeringene fra Pisiaforkastningen er plottet. A) 1. ordens og 2. ordens korrugeringer B) Striasjoner C) Alle korrugeringer. 4.6 Oppsummering og foreløpig tolkning av feltobservasjonene Analysen av profilene og detaljstudier av forkastingsoverflaten, brudd og bergarter viser at det er klare forskjeller i forkastningens geometri og oppbygging fra vestre til østre deler av den eksponerte Pisiaforkastningen. På en stor skala deles denne inn i to hovedgeometrier; en storskala flate i eksponeringens østlige del (sone 1), mens den vestlige delen er dominert av en trinnvis geometri (sone 2). - 84 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen Flaten i sone 1 er dominert av korrugeringer i form av store, parallelle forkastninger som kutter en lagdelt kalsittavsetning av en såkalt ”flowstone” (Roberts & Stewart 1994). Korrugeringene fra de liten til de stor skala viser et lineært forhold mellom bredde og høyde (se kapitel 4.5). Den øvre forkastningkjernen er svært tynn og består av en finknuste matriksbåren bergarter av krystallin kalsitt som utgjør 5-10 cm tykke lag. Det er funnet mindre forkastninger lenger ned i kjernen med relaterte sigmoidale R skjær som kutter en ellers svært inntakt flowstone. Disse forkastningene har viser i tynnslip en svært liten bevegelse. Forkastningene kutter flowstonens kalsitt krystaller langs en av kløvretningene. Breksjen observert under flowstonen er relatert av Roberts og Stewart (1994) til en tidligere bevegelse før flowstonen ble avsatt. Overgangen mellom sone 1 og sone 2 er markant og følger fallet i en rett linje. Sone 2 er preget av en forsenkning i forkastingsoverflaten øverst og med flere forkastningsblokker som utgjør en forhøyning nederst. Bergarten i denne sonen er dominert av kornbårene breksjer av mikritt. Noen steder er det også observert tynne lag av hvite breksjer bestående av utelukkende krystallin kalsitt. - 85 - Kapittel 4 Pisiaforkastningen - 86 - Kapittel 5 Diskusjon Kapittel 5 Diskusjon 5.1 Innledning De studerte forkastningene avdekker en rekke geometriske og strukturelle aspekter som varierer innenfor relativt korte avstander. I beskrivelsen er det hovedsakelig fokusert på geometrier, bruddsystemer og forkastningsbergarter som finnes i forkastningssonen. I dette kapittelet blir det etablert og diskutert ulike modeller for utvikling av de blottede forkastningsarkitekturene i Doumena- og Pisiaforkastningene. Deretter vil mekanismer som fører til dannelsen av disse arkitekturene bli diskutert på forkjellige skalaer. Det fokuseres spesielt på dannelsen av de ulike forkastningsgeometrier samt forkastningsbergarter i kjernen. Til slutt vil det bli gjort en sammenligning av forkastningene og basert på de totale vurderingene vil det diskuteres hvorvidt forkastningene er dannet ved deformasjonsherding eller ved deformasjonsvekkelse. 5.2 Modeller for utvikling av forkastningsarkitekturene Doumenaforkastningen og Pisiaforkastningen i Som vist i feltbeskrivelsen har forkastningene både kurvede og planære geometrier. Internt i forkastningene finnes småskala geometrier som linser, flak og småskala forkastningsblokker. I litteraturen er det generell aksept for at ekstensjonsforkastninger i mange tilfeller er segmenterte og derfor har en heterogen karakter. Heterogeniteten har form av både kurvede og planære forkastninger som splittes og sammenkobles på flere ulike måter. Heterogeniteter langs forkastningene relateres til flere ulike mekanismer, der det i det sprø regimet kan skilles mellom heterogeniteter dannet grunnet (i) variasjon i vertsbergartens mekaniske styrke, (ii) sammenkobling av to separate forkastningssegmenter eller (iii) bevegelser i liggblokk som følge av isostatisk hevning eller påvirkning fra andre nærliggende forkastninger. Slike prosesser fører vanligvis til variasjoner i orienteringen til forkastningens strøk og fall. En typisk fallorientert variasjon er rampe-flate-rampe geometrier som kan dannes gjennom en eller flere av mekanismene som er beskrevet over. 5.2.1 Doumena forkastningen 5.2.1.1 Doumenaforkastningen en rampe-flate-rampe forkastning - 87 - Kapittel 5 Diskusjon I beskrivelsen ble det påpekt at variasjonen i fallorientering langs blotningen kan relateres til en rampe-flate-rampe geometri. Linsegeometrier og ekstensjonsduplekser er ofte assosiert med typiske rampe-flate-rampe geometrier (Gibbs 1984, Gabrielsen & Clausen 2001). Doumenaforkastningen viser som nevnt i kapittel 3.3 og 3.6 ulike forkastningsgeometrier i de ulike sonene. Disse variasjonene kan ses i lys av en svak rampe-flate-rampe geometri. Det er en utbredt utvikling av linser i den øvre rampen og flaten (sone C og B), mens den nedre rampen viser en mer flakig planar geometri (sone A). Endringer i fallvinkel og dannelse av ulike former for rampe-flate kombinasjoner i grunne forkastninger kan som nevnt skyldes litologiske heterogeniteter (modell 1) (Ferrill & Morris 2003), eventuelt ved kobling av isolerte segmenter (modell 2) (Rykkelid & Fossen 2002) eller alternativt, relateres til en rotasjon av liggblokk (modell 3). Disse modellene belyses i etterfølgende avsnitt. Modell 1 Normalforkastninger som kutter lagdelte bergarter viser vanligvis endringer i fall mellom lag (figur 5.1). Årsaken til dette er relatert til endringer i vertsbergartenes mekaniske styrke. Svake bergarter har lavere skjærbruddvinkler i forhold til horisontalplanet, enn det som er tilfellet for sterkere bergarter (Ferrill & Morris 2003). Denne mekanismen kan relateres til Doumenaforkastningens fallendringer da vertsbergarten er lagdelt og det er påvist tynne lag av mindre kompetente bergarter som silt, skifrig mikritt og grafitt (figur 3.10, 3.13 og 3.16). Bergarten er imidlertid orientert skrått i forhold til forkastningen og den er foldet. De svake lagene opptrer også som svært tynne lag i forhold til den kompetente mikritten. Det utelukkes derimot ikke at det er en sammenheng mellom forkastningens småskala geometriske endringer der leirsmørning og forkastningsmel er dannet i lokale soner ofte relatert til silt og grafitt fra vertsbergarten (figur 3.24 a, b og e). Det er i midlertidig lite sannsynlig at disse har forårsaket fallvariasjonen i Doumenaforkastningen. - 88 - Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.1 modell 1 Figuren viser hvordan skjærvinklene varierer i bergarter med ulike mekaniske styrker. Figuren er hentet fra Ferrill et al. (2003) Modell 2 Forkastningers vekst og propagering er assosiert med overlapp og sammenkobling av forkastningssegmenter, hvor både horisontal overlapp (med dannelse av relay ramper) og vertikla overlapp er utbredt (Peacock 2002). Ved vertikal kobling av forkastningssegmenter som er orientert ulikt i forhold til hverandre vil det ved gjennombrudd dannes en forkastning med irregulær overflate av ramper og flater (Childs et al. 1996, Gabrielsen & Clausen 2001, Rykkelid & Fossen 2002, Walsh et al. 1999). Ved vertikal overlapp skiller Rykkelid og Fossen (2002) mellom ”releasing overlap” der forkastningssystemet oppover fallet forskyves inn mot hengblokken og ”restraining overlap” der forkastningssystemet oppover fallet forskyves inn mot liggblokken (figur 5.2) (Rykkelid & Fossen 2002). En ”releasing overlap” er forbundet med deformasjon som innebærer volumøkning (dilasjon), mens en ”restraining overlap” er forbundet med deformasjon i form av volumreduksjon (kontraksjon) (Rykkelid & Fossen 2002). Doumenaforkastningens fallvariasjoner kan relateres til en sammenkobling av flere forkastningssegmenter, som i utgangspunktet har hatt ulik orientering. I en slik modell kan sone C og sone A representere orienteringen til forkastningene før sammenkoblingen fant sted, mens sone B representerer sammenkoblingssonen (”transfer sone”), som er dannet etter sammenkoblingen. Deformasjonen som er observert i sone B har koblet sonene C og A sammen. - 89 - Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.2. a) konseptuelle modeller, som viser ulike former for ´releasing´ (a og b) og ´restraining´ (c til e) overlapp. Figuren er hentet fra Rykkelid og Fossen (2002). b) Konseptuel skisse som viser hvordan en overlapp kan ha utviklet under dannelsen av Doumenaforkastningen. Modell 3 Også andre prosesser kan være ansvarlig for rampe-flate-rampe geometrien i forkastningen. Solheim (2002) påviser at ȕ-blokken som representerer liggblokken til Doumenaforkastningen, har gjennomgått en rotasjon og en intern deformasjon som følge av en underliggende, stor rampe-flate-rampe forkastning (Kerpiniforkastningen, se kart figur 3.1). Denne rotasjonen kan ha påvirket utviklingen av Doumenaforkastningen i feltområdet - 90 - Kapittel 5 Diskusjon ved at forkastningen progressivt ble rotert mot et svakere fall. Således ble utviklingen av kjernen komplisert. Forkastningen kan som følge av denne rotasjonen ha blitt reaktivert i form av en steilere forkastning i sone A (figur 5.3 b). Denne modellen sammenfaller godt med Causse et.al (2004) sin teori om at forkastningen er reaktivert i en senere hendelse (se kapittel 3.2). På den andre siden ville dateringen til Causse et al. (2004) måtte vært gjort i sone A. Beklageligvis er den eksakte beliggenheten for prøvemateriale som ble datert ikke oppgitt i denne publikasjonen. Et annet argument mot denne modellen er at deformasjonen i ȕ-blokken er meget utbredt, noe som kan tyde på at rotasjonen er tatt opp av tilpassningsstrukturer internt i blokken (figur 5.3 a). Med utgangspunkt i disse modellene synes det mest sannsynlig at deformasjonen i Doumenaforkastningen i hovedsak skyldes en sammenkoblingsmekanisme (modell 2). Figur 5.3 Modeller for utvikling av Doumeaforkastningen, der liggblokkens deformasjon spiller en vesentlig rolle. a) Deformasjon som er dannet grunnet den underliggendes forkastningen fører til en intern deformasjon i liggblokken i form av småskala forkastninger og svak antiklinal folding. Doumenaforkastningen forblir upåvirket av denne deformasjonen. b) ȕ-blokken representerer en rigid blokk og rotasjonen påvirker Doumenaforkastningen i mye høyeregrad. Da forkastningen blir progressivt rotert til et slakere fall vil reaktivering av forkastningen foregå i steilere plan. 5.2.1.2 Doumenaforkastningens interne forkastningsgeometrier I den foreslåtte rampe-flate-rampe modellen representeres de to rampene av sone A og C, mens flaten representeres av sone B. Knekkpunktet mellom sone B og C representerer dermed en ”restraining bend”, mens knekkpunktet mellom sone A og B representerer en ”releasing bend” (figur 5.4). I følge Rykkelid og Fossen (2002) er det kontraksjon i ”restraining sonen” og dilasjon i ”releasing sonen” (figur 5.2). - 91 - Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.4 viser en konseptuel modell av de interne geometriene sett i Doumenaforkastningen. Disse karakteriseres av en stor frekvens av P skjær som sammen med de syntetiske R skjærene avgrenser linser og ekstensjonsduplekser (figur 3.10, 3.12 og 3.13). Bevegelse langs P skjærene har ført til at linsene stables oppe på hverandre som på tilsvarende måte som ved utviklingen av kontraksjonsduplekser (figur 5.5 b). En slik stabling kan trolig forklares av en lokal kontraksjon i nærheten av bøyningspunktet (”restraining bend”) mellom sone B og C. Mens hyppigheten av P brudd er svært høy like over bøyningspunktet i sone C, er tensjonsprekker og R` skjær mer utbredt i sone B. Dette indikerer at i sone B er kontraksjonen noe mindre enn for sone C. Dette kan skyldes at linsedannelsen foregått nedenfor knekkpunktet ikke i like stor grad hindret av bøyningen mellom sone B og C (figur 3.6). Lengde og breddeforholdet mellom linsene i sone B og sone C (figur 3.26a), kan også vise dette. Linsene i sone C har et lavere forholdstall mellom fallaksen og strøkasen (1,3:1), enn tilfellet er for linsene i sone B (2:1). Dette kan være forårsaket av at linsene i sone C er kuttet hyppigere av P skjær like over knekkpunktet, mens linsene i sone B er kuttet av R` og T brudd, noe som kan indikere mer strekning i sone B enn tilfellet for sone C. Med andre ord er den lokale kontraksjonen større i sone C enn i sone B. - 92 - Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.4 Konseptuell skisse fra hvordan forkastningsgeometriene varierer i de foreslåtte ´restraining bend´ og i ´releasing bend´ langs Doumeaforkastningens fall. For mer detaljert beskrivelse se tekst. Variasjon i linsenes bergartssammensetning kan også forklare den ulike linse geometrien i sonene, der linsene i sone B generelt består av en bedre utviklet breksje med mer utviklet matriksandel enn linsene i sone C. Disse består av mindre knuste bergarter der vertsbergartens lagning ofte er synlig. Disse faktorene blir videre beskrevet under deformasjonsmekanisme i neste underkapitel. Forkastningsbergartene i sone B og C er herdede, de har også meget lav porøsitet og mange steder er trykkoppløsing mellom korn og klaster funnet, dette indikerer en sammenpresning av bergartene her. Dette kan være indikasjoner på at bergarten er kompaktert - 93 - Kapittel 5 Diskusjon etter dannelse som følge av kontraksjon (Renard et al. 2000). Derimot i sone A er intergranulære bruddstrukturer og intergranulær porøsitet svært utbredt, trykkoppløsing er her også sjelden. Sonen er for øvrig forbundet med flere former for steile brudd, som ikke avgrenser linser som i sonene over. Deformasjonen er mer vidstrakt og total i denne sonen, indikert med en flere meter tykk kaotisk porøs og ukonsolidert breksje, der det ikke er påvist intakt vertsbergart. Disse faktorene indikerer at breksjen her kan være en dilasjonsbreksje som beskrevet av Tarasewicz et al. (2005). Disse breksjene er typisk assosiert dannet i ”releasing bends” eller ”dilational jogs” (Sibson 1986b), hvor breksjene er karakterisert ved volumøkning under dannelse. 5.2.1.3 Deformasjonsmekanismer i Doumenaforkastningen Linser Linser kan utvikles ved flere ulike mekanismer der forkastninger splittes og kobles sammen (Lindanger 2003, Gabrielsen og Clausen 2001 og Childs et.al 1996). I følge Gabrielsen og Clausen (2001) er prosesser som tupplinje splitt (”tip-line bifurcation”), avskjæringsplitt (”asperity bifurcation”), segment splitt, segmentkobling, tupp linje kobling og segmentlenking (oppsummert i figur 5.5a) ansvarlig for dannelsen av linser i forkastninger som er studert i analoge gips eksperimenter. Som nevnt kan Doumenaforkastningens rampe-flate-rampe geometri forklares ved at to forkastningssegmenter kobles sammen. Denne mekanismen er i følge Gabrielsen og Clausen (2001); enten en tupplinje kobling eller en segment lenkings mekanisme, som kan danne en form for uregelmessighet i forkastningen. Disse to mekanismene kan derfor være ansvarlig for dannelsen av rampe-flate-rampe geometrien, som sett langs fallet i Doumenaforkastningen. Mens selve linsedannelsen kan dannes ved for eksempel mekanismer som avskjæringsplitt eller tupp linje splitt, som kan ha blitt utviklet grunnet uregelmessigheten mellom rampen og flaten. Avskjæringsplitt er karakterisert ved en avskjæring av uregelmessigheter langs preeksisterende forkastningsplan slik at en glatt overflate dannes. En slik avskjæring vil sannsynligvis føre til en stor linse med en flat undre avgrensing og en avrundet øvre avgrensing. Da dette ikke er tilfellet for linsene i observert i forkastningen er det mindre sannsynlig at dette er en mekanisme som kan forklare linseutviklingen. Tupp linje splitt dannes ved at forkastningen splittes og kobles sammen igjen i to segmenter under propagering. Dette skjer som følge av at forkastningen treffer en eller annen form for irregularitet under propageringen. I følge Childs et al. (1996) vil ikke denne mekanismen føre til en økt tykkelse av forkastningssonen, noe som er tilfellet i - 94 - Kapittel 5 Diskusjon Doumenaforkastningen der linsene utgjør store volumer av kjernen. Geometrien til linsene kan tyde på at andre mekanismer har dominert, eventuelt segment splitting og segment kobling (modell e og f figur 5.5a) av mindre skjærbrudd. Disse mekanismene kan forklare hvordan linsene er dannet ved utvikling av R skjær, men modellen forklarer ikke utviklingen av P skjær og dermed stablingen av flere høyere ordens linser (figur 5.4), som er utbredt i Doumenaforkastningen. Figur 5.5 A) Ulike dannelsesmekanismer for linser. a) Konseptuelle modeller som viser a) tupplinjekobling, b) segmentkobling, c) tupplinjesplitt, d) avskjæringsplitt e)segmentsplitt f)segmentkobling. B) Modell for utvikling av ekstensjonsduplekser. Figuren er hentet fra Gibbs (1984) C)Modell som viser utviklingen av kontraksjonsduplekse. Figuren er hentet fra Boyer og Elliott (1982) Det er tidligere påpekt at geometriene i Doumenaforkastningen kan ha vært påvirket av en ”restraining bend” og en ”releasing bend”, dannet på grunn av to forkastningssegmenter som kobles sammen. I figur 5.6 er en modell konstruert med basis i denne sammenkoblingsmodellen (figur 5.3). Modellen viser i fire trinn hvordan linsene i - 95 - Kapittel 5 Diskusjon Doumenforkastningen kan ha blitt utviklet ut fra at to segmenter sammenkobles og danner en ”restraining bend” og ”releasing bend”. (1) Når det er dannet en sammenkobling av de to forkastningssegmentene vil flere R skjær dannes og kobles på en underliggende forkastning (segment kobling modell f figur 5.5 b). (2) Deretter vil bevegelse utvikles langs disse, som dannes som en tilpassning til bevegelsen mellom de to sammenkoblede segmentene. En ekstensjonsdupleks dannes som beskrevet av Gibbs (1984) (figur 5.5 c) (3) Grunnet bøyningspunktet (sort prikk) vil som bevegelsen ikke kommer over, vil P skjær dannes som tilpassningsstrukturer over dette bøyningspunktet. (4) linsene stables derfor oppe på hverandre i strukturer lignende kontraksjonsduplekser (figur 5.5 a). Samtidig med disse fire fasene utvikles sonen nedenfor knekkpunktet som en som en ”releasing bend”, preget av et rent tensilt spenningsfelt. - 96 - Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.6. Konseptuel skisse som viser hvordan linsene i Doumenforkastningen er utviklet basert på sammenkobling av to segmenter. Et annet meget interessant aspekt er linsedimensjonene målt og kartlagt i sone B og sone C. Disse viser i regresjonsanalysen et godt lineært forhold mellom fallengde og strøklengde (se kapittel 3.5). Slike forhold er også påpekt av Lindanger (2003) der linsenes tykkelse mot fallengder ble målt og plottet. I beskrivelsen ble det påpekt en relasjon mellom linsenes geometri og bruddtypene som avgrenser de. Skjærbrudd vil ideelt sett vise en elliptisk form der forflyttningen på bruddet er størst i midten og avtar radiært mot bruddets - 97 - Kapittel 5 Diskusjon tupplinje (Walsh & Watterson, 1989). Dette forholdet er observert i de blinde R skjærene sett i overflaten av forkastningen (figur 3.14). Linsedannelsen kan som antydet over være et resultat av utvikling av R skjær og P skjær. Siden det er et lineært forhold mellom linsedimensjonene vil det være nærliggende å anta at det er et lineært forhold mellom skjærbruddenes lengde i strøkretning og skjærbruddenes lengde i fallretning. Med andre ord kan strøklengden på R skjæret som initierer dannelsen av en linse, derfor bestemme fallengden på linsen. Regresjonslinjen som er frembrakt fra fall- og strøkdimensjonen i fra 1. ordens linsene i sone B har et lavere stigningstall (0,37) enn tilfellet er for 2. orden linsene (0,5) og for linsene i sone C (0,75) (figur 3.27). Dvs. at 1. orden linsene har lenger falldimensjon enn 2-3. ordenslinene og linsene i sone C. Dette kan være et resultat av P skjærene. Disse avgrenser 2. -3. ordens linsen og sone C linsene i mye større grad enn for 1. ordens linsene. De høyere ordens linsene danner derfor kortere linser da de er avgrenset av P skjær i forhold til 1. orden linsene. Lindanger (2003) hevder at linsers lengde og tykkelses dimensjoner er styrt av vertsbergartens mekaniske styrke. Svake bergarter har lave skjærvinkler og vil derfor danne tynne linser, mens sterke bergarter har høye skjærvinkler og danner derfor tykke linser. I Doumenaforkastningen kan det i flere tilfeller synes som at linsene som består av delvis intakte vertsbergarter med korn og klastbårene breksjer er mekanisk sterke fordi de har mer kurvet geometri og dermed er relativt tykke. Derimot linser som består av bedre utviklede forkastningsbergarter, dvs. med høyere matriksandel, har en flatere overflate og er dermed relativt tynne. Det kan tyde på disse forkastningsbergartene er relativt svake. Sistnevnte kan være relatert til linsedannelse av forkastningsbergartene eller den kan være relatert til en dynamisk nedknusing av linsen internt, som har gitt dem den tynne og flate geometrien. Bergarter og deformasjonsmekanismer Observasjoner gjort i forkastningskjernen, både i felt og i mikroskopstudier av tynnslip viser at det er store variasjoner i sammensetningen av forkastningsbergarter i lateralt langs forkastningskjernen. Deformasjonsmekanismene skjedd i bergartene i Doumenaforkastningen kan med basis i de observasjonene som er gjort deles inn i statisk deformasjon og dynamisk deformasjon. Den statiske deformasjonen dominerer i vertsbergarter funnet i kjernen og består av trykkoppløsing og sprekkedannelse, begge forbundet med utfelling av krystallin kalsitt. Tilstedeværelsen av intakte vertsbergarter i forkastningskjernen vises i de to kartene (figur 3.10 og 3.13). Grunnen til at intakt vertsbergart finnes i forkastningskjernen kan skyldes at - 98 - Kapittel 5 Diskusjon deformasjonen er tatt opp i andre områder over eller under den eksponerte vertsbergarten, noe som kan reflektere en meget variert deformasjon lateralt i forkastningskjernen. Vertsbergarter Deformasjonen i vertsbergartene domineres av kløv, brudd innfylt med kalsitt, eller trykkoppløsningsstrukturer (stylolitter) (figur 3.13) . Kløvet er antagelig en følge av diagenese av bergarten som har skjedd før dannelsen av Doumenaforkastningen. Bruddene fylt av kalsitt, derimot, kutter lagning og kløv og er således en yngre deformasjonshendelse. Disse strukturene er videre deformasjonsteksturene i kuttet av stylolitter de intakte som vertsbergartene. dermed er Hvorvidt de aller yngste trykkoppløsing og bruddannelse kan relateres til bevegelse langs Doumenforkastningen er usikkert. I andre forkastninger i området er stylolitter og bruddstrukturer et vanlig fenomen i bergarten (Pindos dekket, se kapittel 3.1) (Labaume et al. 2004 & Daniel et al. 2004). Det diskuteres i flere publikasjoner om dannelsen av disse er relatert til ekstensjonstektonikk eller av tidligere kontraksjonstektonikk. Daniel et. al (2004) diskuterer blant annet stylolitter funnet i AG10 brønnen, som er boret gjennom den aktive Aigionforkastningen (Cornet et a l. 2004), og mener at dannelsen av stylolitter er mest utbredt i vertsbergarten. Dette fenomenet kan i følge Daniel et al. (2004) relateres til deformasjon som har foregått under kompresjonstektonikk, dannet under den tertiære fjellkjededannelsen. Stylolittdannelse relatert til ekstensjonstektonikken finnes også, men da lokalisert i forkastningsbergartene i kjernen. Labaume et al (2004) derimot mener at stylolittene funnet i relativt intakte vertsbergartene rundt kjernen til Pirgakiforkastningen, som også kuttet pindosdekket (5-10 km nordvest for Doumenaforkastningen), er dannet under en tidlig fase av forkastningen. Stylolittene er dannet som en følge av vertikal kompaksjon, og relateres til en tidlig fase av forkastningsdannelse. Stylolitter og brudd er i følge Labaume et al. (2004) dannet i prosessonen foran en forkastning, som propagerer oppover i jordskorpa. Videre mener Labaume et al. (2004) at dette relateres til en deformasjonsvekkelse og at stylolittdannelsen avtar når en forkastningskjerne er utviklet, på grunn av mindre vertikale spenninger høyere i jordskorpa når forkastningens liggblokk etter hvert heves i et grunnere nivå i jordskorpa. Stylolittene i vertsbergartene i Doumenaforkastningne består av et brunlig mikrokrystallint materiale funnet i undulerende suturer. Dette er antagelig hardt løselig materiale, som for eksempel jernoksider, som ligger igjen etter trykkoppløsingen. Væske mettet på kalsitt er antagelig så transportert og avsatt i irregulære brudd i trykkskygger i den - 99 - Kapittel 5 Diskusjon umiddelbare nærhet (figur 3.16 b og c). I følge Gratier et al. 1999, er en slik trykkoppløsingsprossess langsom, hastigheten på oppløsingen blir i midlertidig økt ved sprø fragmentering, som de irregulære bruddstrukturene funnet i Doumenaforkastningen. I følge Peacock et al. (1998) er dannelsen av stylolitter ofte relatert til lokale kontraksjonssoner (”restraining bends”) i forkastninger. Det kan av den grunn også være sannsynlig at stylolittene i Doumenaforkastningen er relatert til den diskuterte ”restraining bend” i sone C og B. Forkastningsbergartene derimot er et resultat av gjentatte bevegelser og deformasjonen er derfor mer dynamisk i form av fragmentering, translasjon og rotasjon av korn. Trykkoppløsing er også her funnet i kontaktflatene mellom korn og klaster i forkastningsbergartene, denne trykkoppløsingen er diskutert under som en viktig faktor i deformasjonen av forkastningsbergartene. Forkastningsbergarter Basert på fragmentstørrelsesfordelingen og bergartenes interne struktur er forkastningsbergartene delt inn i tre ulike typer; (i) herdede kornbårene breksjer (<25 % matriks), (ii) ukonsoliderte kornbårene breksjer (<10 % matriks) og (iii) herdede matriksbårene breksjer (>65 % matriks). Et diagram er vist av fragmentstørrelsene i figur 3.17, der to typiske kurver frembringes av størrelsesfordelingen. I følge Blenkinsop (1991) og Billi et al.(2003) vil formen på en slik fragmentstørrelses fordelingskurve indikere ulike deformasjonsmekanismer i bergarten. Kurvene fra Doumenaforkastningen viser to signaturer, der den ene kurven viser en typisk log normal fordeling, mens den andre kurven viser en power law fordeling. De herdede kornbårene breksjene viser en kornstørrelseskurve med en typisk log normal fordeling. Bergarten viser deformasjonsmekanismer dominert av rotasjon av korn mellom Y planene og påfølgende kornfragmentering og translasjon i de transgranulære skjærbruddene, som ofte er orientert likt med de R` skjærene (figur 5.7). I enkelte tilfeller foregår denne fragmenteringen i transgranulære skjærbrudd som er orientert likt med de syntetiske Riedelskjærbruddene og P skjærene. Dette indikerer en relasjon mellom den storskala deformasjonen i form av ulike skjærbrudd og linsedannelse, samt mikroteksturene. Trykkoppløsning i kornkontaktene er stedvis svært utbredt i bergarten, noe som danner kalsitt sementering i de intergranulære porerommene og gir korn kontaktene en rand av et rustfarget mikrokrystallint materiale (figur 3.21a, b). Trykk oppløsingssuturer mellom fragmenter er også påvist av Gratier et al. (1999), som hevder at trykkoppløsing og knusings prosesser - 100 - Kapittel 5 Diskusjon foregår samtidig under deformasjon av bergarter hvor kornene er i kontakt. Deformasjonen i disse bergartene alternerer mellom raske knusningsfaser og langsomme trykkoppløsningsfaser, samt at det foregår kryp i trykkoppløsningssuturene. Det er sannsynlig at deformasjonen av den kornbårene breksjen i sone B og C er et resultat av en vekslende fragmentering og trykkoppløsingsprosess. Kryp i kornkontaktene har i midlertidig vært vanskelig å påvise. Trykkoppløsningen kan derfor relateres til kompaksjon av breksjene. Figur 5.7 Konseptuelle skisser som viser den interne teksturen til kornbårene breksjer (øverst) og matriksbårene breksjer (nederst). Den ukonsoliderte porøse kornbårne breksjen finnes i sone A. Bergarten viser en fragmentstørrelseskurve med typisk log normal fordeling, der kurven har en meget slak helning, noe som reflekterer en dårlig kornsortering. I denne breksjen opptrer intergranulære - 101 - Kapittel 5 Diskusjon bruddsoner der korn rotasjon antagelig har dominert, fremfor knusing som i de herdede kornbårene breksjene i sone B og C. Porøsiteten, den kaotiske teksturen og tykkelsen på de sonene der bergarten opptrer tyder på at det har foregått en bredere og mer utbredt oppknusning. Dette tyder på dilasjon, som er diskutert tidligere. Dilasjon kan antagelig fremme kornrulling av større fragmenter istedenfor fragmenterting, kornrullingen kan derfor være ansvarlig for den rundede teksturen funnet i disse bergartene (figur 3.24 d). De matriksbårene breksjene har som vist i fragmentstørrelseskurven en bedre utviklet matriksandel enn de andre breksjene. Bergartens tekstur er karakterisert av at den ikke kuttet av brudd, bergarten har således en kaotisk tekstur. Klastene viser imidleritdig en orientering, elliptiske klaster er orientert parallelt med strøket (figur 3.22 b og figur 5.7). Når matriksandelen i en bergart overstiger 50%, overstiges et kritisk grenseforhold i bergartens skjærstyrke. Forkastningsbergarter med mer enn 50 % matriks vil ha lavere skjærstyrke, enn bergarter med lavere matriks andel. Dette kommer av at kornene vil ha større kontaktflate og spenningen som bygges opp i bergarten ved bevegelse av forkastningen vil derfor være spredt mellom flere korn. Kornenes skjærstyrke vil derfor ikke overstiges og intergranulær bevegelse i form av rulling av korn mot hverandre vil derfor favoriseres fremfor fragmentering (Handy 1990, Storti et al. 2003, Billi et al. 2003, Braathen et al. 2004). Dette kan forklare hvorfor de matriksbårene breksjene ikke har bruddstrukturer, deformasjonen er trolig dominert av intergranulær kornbeveglese i form av kornrulling. Rundingsgraden på kornene indikerer at abrasjonsavskalling av fragmentene har foregått fremfor intragranulær kornfragmentering. Dette fenomenet er følge Sammis et al. (1987) relatert til at store korn overlever i en matriksbåren bergart. Sammis et al. (1987) har påvist at i en bergart med like kornstørrelser vil tensil spalting dominere, mens ved videre utvikling av bergarten vil en matriks utvikles og kontakten mellom større korn vil minske og de vil derfor ikke videre spaltes. Noe som forklarer hvorfor større korn av mikritt fortsatt finnes i bergarten (figur 3.22 b og c og figur 5.7). Planstrukturer er vanlig spesielt i en sone 0,5-2cm i nærheten av skjærplan i de matriksbårene breksjene (figur 5.7). Disse er typisk funnet under grove striasjoner, som består av en utstikkende flintklast med en hale av breksje og matriks i fallretning, assosiert med såkalt ”Crag and tail” geometri (figur 3.9 b og figur 3.23 a og c). Striasjonene består av kantete korn og klaster i halen. I områdene rundt striasjonen er kornene finknust og foliert. I følge Means (1987) er slike fenomen relatert til en prosess som kalles ”erosional sheltering”. Spor eller rygger av partikler er ansamlet på nedsiden (i forhold til bevegelsesretningen) av en hard partikkel og er beskyttet mot videre deformasjon. Utenfor denne trykkskyggen viser - 102 - Kapittel 5 Diskusjon bergarten tegn på økt deformasjon i form av finknusing (fragmentene her er ikke beskyttet av flintklasten) og planstruktur. Planstrukturer i bergarter dannet ved sprø deformasjonsmekanismer kan i følge Braathen et.al (2004) være dannet ved enten (i) varierende knusing i lamina, (ii) nedknuste og utstrukne korn i granulasjonsbånd eller (iii) trykkoppløsing. I denne planstrukturen kan det se ut som at linseformene er dannet grunnet strekning av kornene og finknusing rundt i form for granulasjonsbånd. Planstrukturen er antagelig også en følge av varierende knusning, der knusingene er konsentrert rundt de harde klastene (flint), og fremmer dannelsen av en svært finkornig matriks rundt de linseformede kornene i planstrukturen. Flere deformasjonsmekanismer som kornrulling og lite bruddutvikling antyder at de matriks bårene breksjene har gjennomgått deformasjon i en mer duktil stil. Dette kan bety at breksjen var uten kohesjon under deformasjonen og at bergarten kan ha vært deformert ved sakte kryp istedenfor brå seismiske hendelser (Sibson 1986a). Forkastningsmel opptrer i skifrig mikritt, siltstein og i grafitt. Årsaken til dette er antagelig at disse bergartene har en lavere skjærstyrke enn den grå mikritten. På enkelte steder langs Doumenaforkastningen (figur 3.25) fungerer denne som en leirsmørning i forkastningskjernen. Disse forkastningsbergartene opptrer sjelden i Doumenaforkastningen da det er begrensede mengder på skifrig mikritt, siltstein og grafitt i vertsbergarten. Oppsummering av deformasjonsmekanismene: I kjernen av Doumenaforkastningen utgjør breksjene i form av klastbårene og matriksbårene de mektigste enhetene. I dannelsen av disse er det mekanismer som dominerer; sprø oppknusing av tensjon og skjærbrudd og duktil deformasjon i form av kornrulling. Sprø oppknusing ved tensjon og skjærbrudd, foregår i de kornbårene breksjene og er styrt av at breksjen består av korn og klaster av lik størrelse, i kontaktsonen mellom disse dannes høye spenninger og fragmentering og trykkoppløsing er derfor viktige prosesser. I tillegg er mekanismene tydelig styrt av spenningsfeltet i forkastningen, da transgranulære brudd ofte er orientert likt og har lik bevegelse som skjærbrudd som opptrer i en større skala (R og R`). De matriksbårene breksjene domineres av enkle elliptiske klaster omsluttet av en finkornet matriks. Klastene er rundede trolig grunnet abrasjonsavskalling ved kornrotasjon. Klastene har overlevd i matriksen grunnet mindre korn mot korn kontakt (se beskrivelse over). Matriksen er dominert av en kaotisk tekstur der planstrukturer opptrer noen steder, spesielt i nærheten av skjærplanene. Disse er antagelig relatert til en mer konsentrert deformasjon i tynne soner. - 103 - Kapittel 5 Diskusjon 5.2.2 Pisiaforkastningen 5.2.2.1 Pisia forkastningen veksling mellom en storskala flate og trinntype geometri I beskrivelsen ble det påpekt at variasjonen i overflaten langs blotningen kan relateres til to ulike overflategeometrier. En storskala planar overflate (sone 1) og en trinntype geometri (sone 2). På den storskala planare overflaten er det påvist utbredt dannelse av korrugeringer, mens i den trinnvise geometrien er det påvist steile svært kurvede forkastninger som utgjør flere trinn i fallretning. Tykkelsen på de matriksbårene, sterkt deformerte bergartene, like under forkastningsoverflaten er svært tynn (10-30 cm) (figur 4.8 a og 4.15). Like under opptrer imidlertid en tykk flowstone som er lite deformert (2-3 m) (figur 4.7 profil 6). Overflaten er preget av store kontinuerlige korrugeringer og glidestriper (figur 4.8a). Overflaten strekker seg over store områder, der fallverdiene varierer lite og strøkverdienes variasjon er styrt av korrugeringer (figur 4.5). Dette antyder at langs denne overflaten har større bevegelser vært generert. Avgrenset av en fallparallell knekklinje er den trinnvise geometrien funnet (sone 2). Denne er karakterisert som en innsynkning av den planare geometrien øverst, som går over i en trinntype geometri lenger nede (figur 4.7 profil 7). I denne sonen er det er samtidig funnet svært lite intakt flowstone eller lignende breksje som i den planare geometrien. Bergartene i denne sonen er dominert av mindre knuste breksjer av hovedsakelig mikritt. Disse geometriske og litologiske forskjellene, kan være en følge av den påvirkningen grotta har hatt under utviklingen av forkastningen. Det foreslås derfor at på steder hvor det er funnet planar geometri har karstifisering påvirket geometrien (modell 1), mens der det er funnet en trinntype geometri er ikke forkastningsgeometrien like mye påvirket av karstifiseringen, men mer av tradisjonelle mekanismer (modell 2). Modeller for generering av disse to geometriene blir belyst i påfølgende avsnitt. Modell 1 dannelse av den planare geometrien I figur 5.8 er det foreslått en modell som viser hvordan en grotte kan ha generert den planare overflaten. Ved at (1) grotten er dannet i forkastningskjernen til forkastningen.. Deretter (2) vil de preeksisterende grottene, som foreslått av Roberts og Stewart (1994), kollapse og en ny kjerne vil utvikles i flowstonen avsatt i grotta. Den nye kjernen vil derfor være preget av - 104 - Kapittel 5 Diskusjon grottas plassering og dette vil føre til i utgangspunktet en svak kjerne. Bevegelse vil av den grunn konsentreres innenfor et relativt smalt område i kjernen. Noe som er vist i profil 6 (figur 4.7), hvor kun bruddstrukturer med svært liten bevegelse kutter flowstonen under, mens hovedvekten av deformasjonen er foregått i de øvre 10-30 cm. Som vist i beskrivelsen utgjør denne planare overflaten store områder av forkastningens eksponering, dette forutsetter at grotta som kan ha generert denne geometrien må ha vært utviklet i plan som er orientert tilnærmet likt med dagens forkastningsoverflate. Det forutsettes selvsagt også at grotta må ha vært dannet over relativt store områder. Det er vist at grotter ofte dannes langs bruddsystem og forkastninger, forkastninger utgjør spesielt en viktig ledespalte innen væskestrøm og dermed innen genereringen av grotter (Ford & Williams 1989). Figur 5.8 Konseptuell skisse som viser kollapsen av grotta og utvikling av en tynn konsentrert forkastningskjerne. En annen faktor som kan ha påvirket dette kan være kløvretningen til flowstonen, det ble vist i beskrivelsen at skjærbruddene er favorisert langs flowstonens vekstkløv (figur 4.12 c). Denne faktoren vil bli videre diskutert senere under deformasjonsmekanismer. - 105 - Kapittel 5 Diskusjon Modell 2 dannelse av trinntype geometri Den trinnvise geometrien som er karakterisert av en innsynkning, og deformasjon hovedsakelig av mikrittiske bergarterer, vil antagelig være et resultat av at forkastningen er generert i et område uten grotter. Alternativt at grotta var betraktelig mindre her og at flowstone avsetningen var tynnere. Et interessant aspekt er at forkastningene som avgrenser forkastningsblokkene (trinnene), viser en svært kurvet geometri i strøkretning (figur 4.5, profil 2, 4 og 5 og figur 4.9 b). Denne kurvede forkastningsgeometrien kan assosieres med; en kollaps av forkastningen f.eks ved at det var en grotte der, eller ved en litologisk effekt, der mikritten i sone 2 utgjør en mer kompetent bergart og forkastningene derfor vil være steilere enn i flowstonen i sone 1 (se diskusjon ved modell 1 Doumena forkastningen). Kurvaturen dannes derfor mellom som en tilpasningsstruktur. Trinntype geometrien utgjør en liten del av den blottede forkastningsoverflaten i den studerte blotningen (figur 4.4), men i følge Stewart og Hancock (1990b) er denne geometrien dominerende langs store deler av forkastningens eksponering i vestlig retning (se kart figur 4.3). Denne geometrien er forbundet med en vanlig forkastningsgeometri i Korintområdet (Vita-Finzi & King 1985). Dannelse av trinntype geometri langs grunne forkastninger, er ofte assosiert med propagering av forkastningen mot overflaten (Vita-Finzi & King 1985 & Withjack et al. 1990). I denne prosessen kan det dannes forkastningspropageringsfolder (Withjack et al. 1990) og sprø tensile brudd. En illustrasjon er vist i figur 5.9 som viser hvordan forkastningen propagerer gjennom prosessonen og hvordan denne i mange tilfeller har en tendes til å dele seg i flere segmenter, for så å danne en trinntype geometri i overflaten (Vita-Finzi & King 1985, Hancock & Barka 1987 og Stewart & Hancock 1990b). Segmenteringen er i følge Stewart og Hancock (1990b) en omslutningsspenning når forkastningen nærmer seg overflaten. - 106 - følge av lavere Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.9 Konseptuell modell som viser i flere trinn propageringen av normalforkastninger mot overflaten. Figuren er hentet fra Vita-Finzi og King (1985). Basert på dette vil geometrien i sone 2 være påvirket av grunne forkastninger som kutter en massiv mikritt, kurvaturen i forkastningene er antagelig en følge av overgangen til sone 1. Der forkastningene er dannet i 40º planare brudd generert av den preeksisterende grottes svakhetsplan. Mens forkastningene i sone 2 er steilere da de kutter en bergart uten den preeksisterende svakheten. Den kurvede geometrien i de steile forkastningene kan derfor være et resultat av overgangen fra deformasjon langs slake forkastninger i sone 1, til steile forkastninger i sone 2. Trinntype geometrien er antagelig et resultat av segmenteringen av forkastningen når den er propagert mot overflaten som vist i figur 5.9. Forskjellen i geometrien i sone 1 til sone 2 kan anses som en kombinasjon av svakheter dannet ved karstifisering (sone 1) og en forkastningsutvikling dannet grunt i jordskorpa (sone 1 og 2). - 107 - Kapittel 5 Diskusjon 5.2.2.2 Deformasjonsmekanismer i Pisiaforkastningen Korrugeringer Pisiaforkastningens planare overflate (sone 1) er preget av flere karakteristiske unduleringer fra småskala glidestriper til større korrugeringer. Ifølge Hancock & Barka (1987) er slike korrugeringer vanlige i grunne normalforkastninger, og de er funnet flere steder i Korintområdet og i Tyrkia. Korrugeringer de målte i en oblik slipp forkastning i vestlige Tyrkia viste en maksimal bølgelengde på 4, 5 meter og en maksimal amplitude på 25 cm med lengder på opptil 15 meter. Korrugeringene i Pisia er inndelt i tre ulike ordener (se figur 4) der den største har bølgelengder på opptil 11 meter, den midlere mellom 1-2 meter og den minste representerer striasjoner med 0,5-1 cm lengde. Falldimensjonen ble ikke målt i Pisiaforkastningen. Pisiaforkastningens korrugeringer er altså noe flatere, men de største har opptil dobbel så stor bølgelengde. Slike korrugeringer er relatert til propagering av forkastninger gjennom en heterogen breksje (Hancock og Barka 1987). Forkastningene splittes og kobles sammen som i en tupplinje splitt mekanisme, beskrevet av Gabrielsen og Clausen (2001) og Childs et.al (1996). Korrugeringene i Pisiaforkastningen kan derfor betraktes som, tynne avlange linser, bestående av en finknust breksje. Korrugeringene viser en klar lineær trend i forhold til høyden og bredden (kapittel 4.5), denne proporsjonaliteten kan indikere en sammenheng mellom deformasjonen langs slipplanet og utviklingen av korrugeringene. Forkastningsbergarter og deformasjonsmekanismer. Observasjoner gjort i forkastningskjernen, både i felt og i mikroskopstudier av tynnslip viser at det er store variasjoner i sammensetningen av forkastningsbergarter i forkastningskjernen. Deformasjonsmekanismene i bergartene i Pisiaforkastningen er dominert av dynamisk deformasjon i form av kornfragmentering, rulling og translasjon. Tegn til statisk deformasjon er funnet i vertsbergartene i form av trykkoppløsning i relativt lite deformert mikritter (figur 4.13) og en mulig krystalldislokasjon i flowstonen (figur 3.12 b). Denne antatte dislokasjonen gjenkjennes som tynne soner med kalsittkorn orientert parallelt med lagningen. Sonene er karakterisert av høye interferensfarger, noe som ikke er vanlig ellers i bergarten. Kalsittkornene viser høyere interferens farger og tvillingstriper når de har vært utsatt for deformasjon (Passchier & Trouw 1996). I protobreksjierte eksempler av denne bergarten er det er i tillegg funnet små mikroforkastninger orientert likt med dislokasjonssonene, der kalsitten er finknust, parallelt med dislokasjonssonene (figur 3.12c). Både dislokasjonssonene - 108 - Kapittel 5 Diskusjon og skjærbruddene er orientert likt med forkastningsoverflaten, noe som er en indikasjon på at denne deformasjonen er et resultat av deformasjonen foregått under bevegelse av forkastningen. Det kan synes som at denne konsentreres rundt vekst kløvet til flowstonen der dislokasjon dannes først, deretter skjærbrudd. Dette er altså enda en faktor som kan styre geometrien til den planare forkastningsoverflaten. I Pisiaforkastningen er det funnet tre karakteristiske forkastningsbergarter, basert på deres fragmentstørrelses fordeling og tekstur. Der to av bergartene er dominert av korn og klaster av mikrokrystallin mikritt, mens en er dominert av korn og klaster av krystallin kalsitt. Den eldste av disse bergartene befinner seg under flowstonen, dvs. flowstonen er avsatt direkte over denne (figur 4.12 a og 4.16 a). Bergarten viser en tilnærmet ”power law” fordeling i fragmentstørrelsene (figur 4.14), der andelen av matriks er svært høy. Den er således båren av matriks (Handy 1990). I tynnslip er finkornet matriks ansamlet i intergranulære brudd, mens større korn og klaster er ansamlet utenfor bruddåpningene (figur 4.16). Denne teksturen kan tolkes som en injeksjon av finere materiale i brudd åpninger. I følge Lin (1996) er slike prosesser relatert til seismiske hendelser der korn og klaster fragmenteres samtidig som matriks blir injisert i de åpne bruddene. Dette forutsetter at matriksen har hatt strømnings egenskaper under injeksjonen (Lin 1996). Korn som har større diameter er typisk ansamlet utenfor de intergranulære åpningene da de er for store for å slippe inn i sprekkene (figur 5.8). Figur 5.10 Konseptuel skisse som viser injeksjonen av matriks i mellom intergranulære sprekker i mikrittklastene Mikritt breksjen lokalisert i sone 2 har en lite utviklet matriks (figur 4.17). Dette er vist i fragmentstørrelseskurven, som viser en typisk en log normal fordeling. Lite - 109 - Kapittel 5 Diskusjon rekrystallisert kalsitt og stylolittsuturer i korn kontaktene indikerer at denne bergarten er dannet ved ren dynamisk deformasjon, dvs. fragmentering, kornrotasjon og translasjon. Fraværet av trykkoppløsing kan skyldes at bergarten har vært dannet i et grunnere miljø hvor trykket ikke tilatter oppløsing av kalsitten. I følge Labaume (2004) er dette et vanlig fenomen i forkastninger hvor deformasjonen har foregått i et stadig grunnere miljø. Under den planare overflaten karakterisert av korrugeringer i sone 1, opptrer en hvit relativt homogen breksje. Fragmentstørrelseskurven til denne bergarten viser en typisk ”power law” fordeling (figur 4.14), noe som indikerer at bergarten er båren av matriks. Klaster og korn domineres av krystallin kalsitt, noe som er tolket av Roberts og Stewart (1994), til å ha vært resultatet av en knust flowstone. Matriksen i denne bergarten viser store likhetstrekk med matriksen utviklet i skjærbruddene i den protobreksjierte flowstonen. Klastene er rekrystalliserte og innehar tvillingstriper, dette er antagelig et resultat av intrakrystallin deformasjon, av de opprinnelige flowstonekrystallene, noe som også ble vist i protobreksjen av flowstonen. Oppsummering deformasjonsmekanismer: Som vist over er det en rekke mekanismer som har generert forkastningsgeometriene og forkastningsbergartene i Pisiaforkastningen. Korrugeringer kan være dannet ved en tupplinje splitt mekanisme. Den nederste matiksbårene breksjen dominert av mikrittklaster er karakterisert av en injeksjon mekanisme, der matriks er ansamlet i intergranulære brudd. Dette er en dynamisk prosess som antagelig kan relateres til seismiske hendelser. Dette indikerer at matriksen i denne breksjen har vært uten kohesjon under utvikling, slik at den kan transporteres. Den kornbårene breksjen i sone to er dominert av en fragmentering i form. Breksjen er antagelig dannet relativt grunt da det ikke er funnet trykkoppløsningstrukturer mellom kornkontaktene. Den matriksbårene breksjen dominert av krystalline kalsitter, er antagelig et resultat av kollapsen av grotta (figur 5.8) og påfølgende kraftig deformasjon i form av større bevegelser langs glideplanet. Breksjen viser tydelig tegn på kornrulling, ved rundede korn og klaster. Krystalline kalsitter er preget av høy intrakrystallin deformasjon i form av tvillingstriper. 5.3 Sammenligningsanalyse av de studerte forkastningene 5.3.1 Sammenligning av forkastningsgeometriene - 110 - Kapittel 5 Diskusjon Doumenaforkastningen og Pisiaforkastningen viser begge to svært forkjellige forkastningsarkitekturer, selv om de er dannet i relativt like bergarter (mikritt) og under relativ likt strekningsregime. Årsaken til dette er vist i diskusjonen over til å ha med ulike mekanismer under dannelse av forkastningene. Doumenaforkastningen er trolig dannet under en vertikal sammenkoblings mekanisme, hvor en ”restraining bend” og en ”releasing bend” er dannet som følge av koblingen. Deformasjonen i ”restraining bend” er preget av linsedannelse, mens deformasjonen i ”releasing bend sonen” er preget av dilasjon. Pisiaforkastningen, derimot, er påvirket av karstifisering langs forkastningssonen under utviklingen og har som følge av dette dannet en større planar overflate preget av grove korrugeringer. I denne overflaten viser forkastningsbergartene og korrugeringene at det har foregått konsentrert deformasjon der karstifiseringen og grottesedimenter har dominert. I områder hvor karstifiseringen ikke har vært dominerende og mikrittiske bergarter dominerer forkastningsbergartene er forkastningen preget av en trinntype geometri, hvor deformasjonen er betraktelig mer vidstrakt. I figur 5.11a er dimensjonsdataene fra høyde og strøklengde fra begge forkastningene plottet sammen. Dette diagrammet viser at det er store topografiske forskjeller i interne forkastningsgeometrier for de to forkastningene. Doumenforkastningen viser generelt større topografiske variasjoner enn Pisiaforkastningen. Punktene for Doumenaforkastningen er fordelt svært spredt, noe som indikerer at det er et dårlig lineært forhold (R2=0,04) mellom høyde og bredde på linsene i Doumena, mens for Pisia fordeler punktene seg meget godt på en lineær trend (R2=0,87). - 111 - Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.11 Strøkdimensjon og amplitude på linsene i Doumeaforkastningen mot strøkdimensjon og amplitude på korrugeringene i Pisia. I figur 5.11 b er de dimensjonsdataene fra overflaten som viste det beste lineære forholdet plottet mot hverandre. Bølgelengde og amplitude fra korrugeringene i Pisia og linselengde og linsebredde fra Doumena. Dette lineære forholdet er diskutert over. Der det er antatt at forholdet kan være styrt av de bruddtypene som initierer de. I begge forkastningene er det vist en utbredt utvikling av steile R skjær, noe som antyder at disse kontrollerer utvikling av linseformer. - 112 - Kapittel 5 Diskusjon Figur 5.12 Figuren viser alle fragmentstørrelsesfordelingene fra både Pisia- og Doumena forkastningene. I figur 5.12 er fragmentstørrelsesplottene satt sammen fra begge forkastningene. Dette diagrammet viser en meget godt samsvar mellom de ulike breksjene i forkastningene. Disse viser at fragmentstørrelsesfordelingene er relativt like for klastbårene bergarter og for matriks bårene bergarter i begge forkastningene selv om det er påvist at bergarten er dannet av ulike sprø deformasjonsmekanismer. Dette indikerer at uansett dannelses mekanisme vil sprø deformasjon av karbonatbergarter som oftest gi det samme resultat. 5.3.2 Utvikling av geoemtrier og forkkastningsbergarter i Doumenaforkastningen og Pisiaforkastningen i lys av deformasjons herding og deformasjonsvekkelsesmekanismer I en deformasjonsherdingsprosess vil deformasjonen i forkastningssonen spres over tid, og resulterer i en økt tykkelse. I en deformasjonssvekkelsesprosess konsentreres deformasjonen over tid, noe som resulterer i en tynnere forkastningssone (Braathen og Gabrielsen 1998). I følge Labaume et al. (2004) og Stewart og Hancock (1990a) er propageringen av normalforkastninger i karboneter assosiert med utbredt stylolittdannels og bruddutvikling. Denne prosessen fører til en svekkelse av bergarten i tråd med en deformasjonsvekkelses mekanisme (Labaume et al. 2004). Stylolitter er utbredt i de mindre intakte vertsbergartene fra begge forkastningene. Utviklingen av en del av Doumenaforkastningen er antatt å være relatert til en ”restraining bend”. En ”restraining bend” vil være dominert av økt skjærmotstand i forkastningen og dermed kan en utlede at en deformasjonsherding er den mest sannsynlige konsekvensen av geometrien. En ”releasing bend” vil være dominert av minsket skjær motstand, og deformasjonssvekkelse er derfor den mest sannsynlige mekanismen (sone A). - 113 - Kapittel 5 Diskusjon Linsedannelsen i seg selv kan føre til deformasjonsherding, spesielt i tilfeller hvor disse er stakket oppå hverandre med P skjær og dermed utgjør en hindring til forkastningens bevegelse, altså en lokal ”restraining bend”. Det motsatte kan være tilfelle hvis en linse kollapser ved dannelse av R skjær, altså en lokal ”releasing bend”. Det er i midlertidig funnet tegn til både deformasjonsherding og svekkelse i linsene. I de kornbårene breksjene som dominerer i noen av linsene er bruddutvikling og utbredt kornfragmentering et tydelig tegn på deformasjonsherding. Linsene som består av matriksbårene breksjer har derimot antagelig vært utsatt for deformasjonsvekkelse da linsene ofte er flatere og bruddstrukturer er mer sjeldne. Geometrien til linsene og generell mangel på bruddstrukturer kan være resultat av progressivt minskende skjærstyrke. ved utviklingen av matriksen, som er indikert med kornrulling fremfor kornfragmentering. Deformasjonsstilen funnet i sone A er derimot noe mer usikker, sone er muligens et resultat av en kombinasjon av begge mekanismene. Sonen består utelukkende av breksjer og leirsmørning som er forbundet med lave skjærstyrker. Tykkelsen indikerer derimot at det har foregått vidstrakt oppnusning i denne sonen, noe som kan relateres til en herdingsprosess i utgangspunktet. Soner av matriks som er utviklet i denne breksjepakken tyder på deformasjonsvekkelse. Det samme gjelder for de steile intergranulere bruddene som kutter breksjen. En tolkning av dette er at høye tensjonskrefter vil føre til at breksjen får redusert skjærstyrken som dermed fører til en deformasjonsvekkelse når breksjen er utviklet. I Pisiaforkastningen er den tynne øvre forkastningskjernen i sone 1 representativ for en utbredt deformasjonsvekkelse. Det er flere indikasjoner på dette. Storskala korrugeringer som dekker en stor flat forkastningsoverflate og kun svak liggblokkdeformasjon tyder på at det må ha foregått svært konsentrert deformasjon i kjernen. Breksjen i denne sonen har meget høy andel av matriks og kornene er rundede noe som indikerer en utbredt kornstrøm. Som diskutert over er sonens planare overflate muligens et resultat av en kombinasjon av den svake flowstonen (favoriserende kløvretning) og en potensiell svakhet i den preeksisterende grotta. Disse fenomenene bidrar derfor til en utbredt storskala deformasjonsvekkelse i den planare overflaten. I sone 2 finnes en tykk kjerne som tyder på utbredt deformasjonsherding. Kjernen er utviklet i en bergart dominert av en mekanisk sterkere mikritt og er trolig dannet som følge av mindre omslutningspenning i den umiddelbare nærhet av overflaten. Svakheter i form av lagdelt flowstone eller utbredt tegn til grottedannelse er kun sett som tynne flak i denne sonen. - 114 - Kapittel 6 Konklusjon Kapittel 6 Konklusjon Dette studiet har fokusert på å gi en kvalitativ og en kvantitativ analyse av to ekstensjonsforkastninger i karbonatbergarter. Hvor målsetningen har vært å finne karakteristiske geometriske og strukturelle trekk relatert til utviklingen av disse ekstensjonsforkastningene. Kartleggingen av forkastningsoverflatene har avdekket en rekke strukturelle geometrier. Disse kan deles inn i to hovedgeometrier; kurvede forkastninger og planare forkastninger. - De kurvede forkastningsgeometriene avgrenser hovedsakelig linseformer av ulik størrelse og geometri. Linseformene er antagelig dannet ved sammenkobling av mindre skjærbrudd. Linseformene viser et godt lineært forhold mellom lengde og bredde dimensjonene. - De planare forkastningsgeometriene avgrenser hovedsakelig parallellorienterte flak. I tilfeller hvor stor forflytning har foregått på disse planare forkastningene er de karakterisert av grove fallparallelle kontinuerlige korrugeringer. Korrugeringene viser et meget godt lineært forhold mellom bølgelengde og bølgehøyde. Basert på kartlegging og analyse av forkastningsbergartene har flere deformasjonsmekanismer vært mulig å påvise. Disse er inndelt i statiske deformasjonsmekanismer og dynamiske deformasjonsmekanismer. - Trykkoppløsing er den mest vanlige formen for statisk deformasjon. Dette forekommer både i intakte bergarter og i forkastningsbergartene. - To forkastningsbergarter dominerer i forkastningskjernene, kornbårene breksjer og matriksbårene breksjer. Der de kornbårene breksjene er dominert av fragmentering av korn ved tensjon og skjærbrudd mens de matriksbårene breksjene er dominert av kornrulling og abrasjonsavskalling fremfor fragmentering. Basert på de geometriene som er observert kan det etableres to modeller som forklarer utviklingen av de to forkastningene. Doumenaforkastningens eksponering er kjennetegnet av en rampe-flate-rampe geometri, som er dannet på grunn av sammenkobling av to separate forkastningssegmenter. Denne - 115 - Kapittel 6 Konklusjon geometrien har resultert i en ”restraining bend” og en ”releasing bend”. Som er karakterisert av forkjellige interne geometrier. I ”restraining bend” er linsegeometrier avgrenset av et nettverk av R-skjær og P-skjær. Linsene er adskilt av R skjærene og stablet på hverandre på grunn av bevegelse langs Pskjærene. Bergartene som opptrer her varierer mellom intakte vertsbergarter og herdede kornbårene og matriksbårene breksjer. Dette er dannet som følge av en lokal kontraksjon. I ”releasing bend” er det ikke utviklet linser, men derimot steile planare forkastninger som avgrenser porøse breksjer som har en flakig geometri. Dette er dannet som følge av dilasjon. Pisiaforkastningen viser en veksling mellom en sone med stor planar overflate, og en mindre sone dominert av trinntype geometri. Den planare overflaten er dekket av grove korrugeringer bestående av en finknust breksje. Under overflaten er det påvist tykke pakker med grottesedimenter, noe som indikerer en betydelig karstifisering tidligere i forkastningens utvikling. Den planare geometrien er derfor tolket som resultatet av en grottekollaps og dannelsen av en kjerne (slipplan) der stor bevegelse, og dannelse av korrugeringer, langs en relativt tynn sone er generert. Den trinnvise geometrien er dannet i soner av forkastningen der karstifiseringen er mindre dominerende. Bevegelsen langs den trinnvise geometrien er tatt opp langs flere steile forkastninger, noe som har gitt en tykk forkastningssone under denne geometrien. - 116 - Referanseliste: Anderson, E. M. 1951. The dynamics of faulting and dyke formation with application to Britain (1st edition). Oliver & Boyd, London, 209pp. Armijo, R., Meyer, B., King, G. C. P., Rigo, A. & Papanestassiou, D. 1996. Quarternary evolution of the Corinth rift and its implications for the late Cenozoic evolution of the Aegean. Geophysical Journal International 126, 11-53. Benedetti, L., Finkel, R., King, G., Armijo, R., Papanastasiou, D., Ryerson, F. J., Flerit, F., Farber, D. & Stavrakis, G. 2003. Motion on the Kaparelli fault (Greece) prior to the 1981 earthquake sequence determined from 36Cl cosmogenic dating. Terra Nova 15, 118-124. Billiris, H., Paradissis, D., Veis, G., England, P., Featherstone, W., Parsons, B., Cross, P., Rands, P., Rayson, M., Sellers, P., Ashkenazi, V., Daavison, M., Jackson, J. & Ambraseys, N. 1991. Geodetic determination of tectonic deformation in Central Greece from 1900 to 1988. Nature 350, 124-129. Billi, A., Salvini, F. & Storti, F. 2003. The damage zone-fault core transition in carbonate rocks: implications for fault growth, structure and permeability. Journal of Structural Geology 25(11), 1779-1794. Blenkinsop, T.G. 1991. Cataclasis and Processes of Particle size Reduction. Pure and Applied Geophysics. 136, 1, 59-86. Boyer, S.E. & Elliot, D. 1982. Thrust systems. American association og petroleum Geologists bulletin 66, 9. 1196-1230 Boggs, S. J. 2001. Principles Of Sedimentology And Stratigraphy. Prentice Hall, Inc., University of Oregon. Briole, P., Rigo, A., Lyon Caen, H., Ruegg, J., Papazissi, K., Mistakaki, C., Balodiumou, A., Veis, G., Hatzfeld, D. & Deschamps, A. 2000. Active deformation, of the Gulf of Korinthos, Greece: results from repeated GPS surveys between 1990 and 1995. JGR 105(11), 25605-25625. Brooks, M. & Ferentinos, G. 1984. Tectonics and sedimentation in the Gulf of Corinth and the Zakynthos and Kefallinia channels. Tectonophysics 101, 25-54. Braathen, A., Gabrielsen, R.H. 1998. Lineament architecture and fracture distribution in metamorphic and sedimentary rocks, with application to Norway. NGU Report, 98.043, 78 pp. Braathen, A., Osmundsen, P. T. & Gabrielsen, R. H. 2004. Dynamic development of fault rocks in a crustal-scale detachement: An example from western Norway. Tectonics 23(TC4010), 1-21. Caine, J. S., Evans, J. P. & Forster, C. B. 1996. Fault zone architecture and permeability structure. Geology 24, 1025-1028. Caine, J. S. & Forster, C. B. 1999. Fault zone architecture and fluid flow: Insights from field data and numerical modeling. In: Faults and Subsurface Fluid Flow in the Shallow Crust (edited by Hanebrg, W. C., Mozley, P. S., Moore, C. J. & Goodwin, L. B.). Geophysical Monograph 113. American Geophysical Union, Washington DC. - 117 - Causse, C., Moretti, I., Eschard, R., Micarelli, L., Ghaleb, B. & Frank, N. 2004. Kinematics of the Corinth Gulf inferred from calcite dating and syntectonic sedimentary characteristics. C.R. Geoscience 336, 281-290. Cello, G., Tondi, E., Micarelli, L. & Invernizzi, C. 2001. Fault zone fabrics and geofluid properties as indicators of rock deformation modes. Journal of Geodynamics 32(4-5), 543-565. Childs, C., Nicol, A., Walsh, J. J. & Watterson, J. 1996. Growth of vertically segmented normal faults. Journal of Structural Geology 18, 1389-1397. Childs, C., Walsh, J. J. & Watterson, J. 1997. Complexity in fault zone structure and implications for fault seal prediction. In: P.Møller-Pedersen & A.G.Koestler (eds.): Hydrocarbon Seals: Importance for Exploration and Production. (Elsvier) Norwegian Petroleum Society Special Publication 7, 61-72. Collier, R. E. L. & Leeder, M. R. 1992. Rates of tectonic uplift in the Corinth and Megara Basins, Central Greece. Tectonics 11(6), 1159-1167. Cornet, F. H., Doan, M. L., Moretti, I. & Borm, G. 2004. Drilling through the active Aigion Fault: the AIG10 well observatory. C.R. Geoscience 336, 395-406. Daniel, J. M., Moretti, I., Micarelli, L., Essautier Chuyne, S. & Delle Paine, P. 2004. Macroscopic structural analysis og AG10 well (Gulf of Corinth, Greece). Tectonics 336(Comtes Rendus Geoscience), 435-444. Davis, G. H. & Reynold, S. J. 1996. Structural geology of rocks and regions. John Wiley & Sons, inc. Degnan, P. J. & Robertson, A. H. F. 1997. Mesozoic - early Tertary passive evolution of the Pindos ocean (NW Peloponnese, Greece). Sedimentary Geology 117, 33-70. Degnan, P. J. & Robertson, A. H. F. 1997. Mesozoic - early Tertary passive evolution of the Pindos ocean (NW Peloponnese, Greece). Sedimentary Geology 117, 33-70. Doutsos, T. & Kokkalas, S. 2000. Stress and deformation in the Aegian region. Journal of Structural Geology 23, 455-472. Doutsos, T. & Piper, D. W. 1990. Listric faulting, sedimentation and morphological evolution of the Quarternary eastern Corinth rift, Greece: first stages of continental rifting. Geological Society of America 102, 812-829. Doutsos, T. & Poulimenos, G. 1992. Geometry and kinematics of active faults and their seismotectonic significance in the western Corinth-Patras rift (Greece). Journal of Structural Geology 14, 689-699. Ferrill, D. A. & Morris, A. P. 2003. Dilational normal faults. Journal of Structural Geology 25(2), 183-196. Flotté, N. & Sorel, D. 2001. Structural cross sections through the Corinth-Patras detachment fault-system in Northern Peloponnesus (Aegean Arc, Greece). Bulletin of the Geological Society of Greece XXXIV/1, 235-241. Ford, D.C., Williams, P.W. 1989. Karst geomorphology and Hydrology: London, Unwin Hyman 601 p. - 118 - Gabrielsen, R. H. & Clausen, J. A. 2001. Horses and duplexes in extensional regimes: A scale-modeling contribution. In: Tectonic modelling: A Volume in Honor of Hans Ramberg. (edited by Koyi, H. A. & Mancktelow, N. S.). Geological Society of America Memoir 193. Geological Society of America, Boulder, 207-220. Gibbs, A. 1984. Structural evolution of extensional basin margins. Geological Society, London 141, 609-620. Goldsworthy, M., Jackson, J. & Haines, J. 2002. The continuity of active fault systems in Greece. Geophysical Journal International 148, 596-618. Gratier, J-P., Renard, F., Labaume, P. 1999. How pressure solution creep and fracturing processes interact in the upper crust to make it behave in both a brittle and viscous manner. Journal of Structural Geology 21 1189-1197. Handy, M.R. 1990 The Solid-State Flow of Polymineralic Rocks. Journal of Geophysical Research, 95, B6, 8647-8661. Hancock, P. L. & Barka, A. A. 1987. Kinematic indicators on active normal faults in western Turkey. Journal of Structural Geology 9(5/6), 573-584. Hubert, A., King, G., Armijo, R., Meyer, B. & Papanastasiou, D. 1996. Fault re-activation, stress interaction and rupture propagation of the 1981 Corinth earthquake seqence. Eart and Planetary Science Letters 142, 573-585. Jackson, J. A., Gagnepain, J., Houseman, G., King, G. C. P., Papadimitriou, P., Soufleris, C. & Virieux, J. 1982. Seismicity, normal faulting, and the geomorphological development of the Gulf of Corinth (Greece): the Corinth earthquakes of February and March 1981. Eart and Planetary Science Letters 57, 377-397. Kahle, H., Cogard, M., Peter, Y., Geiger, A., Reilinger, R., Barka, A. & Veis, G. 2000. GPSderived strain rate field within the boundary zones of Eurasian, African and Arabian plates. JGR 105(B10), 23353-23370. Kearey, P. 2001. The New Penguin Dictionary of Geology. Penguin Books Ltd. Kim, Y.-S., Peacock, D. C. P. & Sanderson, D. J. 2004. Fault damage zones. Journal of Structural Geology 26(3), 503-517. Kokkalas, S. & Doutsos, T. 2001. Strain-dependent stress field and plate motions in the southeast Aegian region. Journal of Geodynamics 32, 311-332. Labaume, P., Carrio-Schaffhauser, E., Gamond, J-F., Renard F. 2004. Deformation mechanisms and fluid-driven mass transfer in the recent fault zones of the Corinth rift (Greece) C.R. Geoscience 336, 375-383. Leeder, M. R., Collier, R. E. L., Abdul Aziz, L. H., Trout, M., Ferentinos, G., Papatheodorou, G. & Lyberis, E. 2002. Tectono-sedimentary processes along an active marine/lacustrine halv-graben margin: Alkonydes Gulf, E. gulf of Corinth, Greece. Basin Research 14, 25-41. - 119 - Leeder, M. R., McNeill, L. C., Collier, R. E. L., Portman, C., Rowe, P. J., Andrews, J. E. & Gawthorpe, R. L. 2003. Corinth rift margin uplift: New evidence from late Quarternary marine shorelines. Geophysical Resarch Letters 30(12), 1611. Le Pichon, X. & Angelier, J. 1979. The Hellenic Arc and Trench System: A key to the neotectonic evolution of the eastern mediterranean area. Tectonophysics 60, 1-42. Lin, A. 1996 Injection veins of crushing-originated pseudotachylyte and fault gouge formed during seismic faulting. Engineering Geology 43 213-224 Lindanger, M. 2003. A study of rock lenses in extensional faults, focusing on factors controlling shapes and dimensions. Unpublished Cand.Scient. thesis, University of Bergen. McKenzie, D. 1972. Active tectonics of the Mediterian region. Geophys. J. R. astr. Soc. 30, 109-185. McKenzie, D. 1978. Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt: The Aegean Sea and surrunding regions. Geophys. J. R. astr. Soc. 55, 217-254. Micarelli, L., Moretti, I. & Daniel, J. M. 2003. Structural properties of rift-related normal faults: the case study of the Gulf of Corinth, Greece. Journal of Geodynamics 36(1-2), 275-303. Moretti, I., Delhomme, J. P., Cornet, F., Schmidt-Hattenberger, C. & Borm, G. 2002. The Corinth rift laboratory: monitoring of active faults. First Break 20(2), 91-97. Moretti, I., Sakellariou, D., Lykousis, V. & Micarelli, L. 2003. The Gulf of Corinth: an active half graben? Journal of Geodynamics 36(1-2), 323-340. Maniatis, G., Lempp, C. & Heinisch, H. 2003. 3D strain monitoring of onshore active faults at the eastern end of the Gulf of Corinth (Greece). Journal of Geodynamics 36, 95-102. Morewood, N. C. & Roberts, G. P. 1999. Lateral propagation of the surface trace of the South Alkonydes normal fault segment, Central Greece: its impact on models of fault growth and displacement-lenght relationship. Journal of Structural Geology 21, 635-652. Morewood, N. C. & Roberts, G. P. 2001. Comparison of surface slip and focal mechanism slip data along normal faults: an example from the eastern Gulf of Corinth, Greece. Journal of Structural Geology 23(2-3), 473-487. Ori, G. G. 1989. Geologic history of the extensional basin of the Gulf of Corinth (?MiocenePleistocene), Greece. Geology 17, 918-921. Peacock, D. C. P. 2002. Propagation, interaction and linkage in normal fault systems. EarthScience Reviews 58(1-2), 121-142. Peacock, D. C. P., Fisher, Q. J., Willemse, E. J. M., Aydin, A. 1998. The relationship between - 120 - faults and pressure solution seams in carbonate rocks and the implication for fluid flow. In Faulting, Fault sealing and fluid flow in Hydrocarbon Reservoirs. Geological Society, London, Special Publication, 147, 105-115. 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. Renard, F., Gratier, J-P., Jamtveit, B., 2000 Kinetics of crack sealing, intergranular pressure solution, and campaction around active faults. Journal of Structural Geology, 22, 1395-1407. Rigo, A., Lyon Caen, H., Armijo, R., Deschamps, A., Hatzfeld, D., Makioupoulos, K., Papadimitriou, P. & Kassaras, I. 1996. A microsesmic study of the gulf of Corinth [Greece]: Implications for the large-scale normal faulting mechanism. Geophys J Int 126, 663-688. Roberts, G. & Stewart, I. 1994. Uplift, deformation and fluid involvement within an active normal fault zone in the Gulf of Corinth, Greece. Journal of the Geological Society of London 151, 531-541. Roberts, G. P. 1996. Variation in fault-slip direction along active and segmented normal fault systems. Journal of Structural Geology 18(6), 835-845. Rykkelid, E. & Fossen, H. 2002. Layer rotation around vertical fault overlap zones: observations from seismic data, field examples, and physical experiments. Marine and Petroleum Geology 19(2), 181-192. Sammis, C., King, G., Biegel, R. 1987. The Kinematics of Gouge Deformation. Pure and applied Geophysics. 125, 5 777-812. Sibson, R. H. 1977. Fault rocks and fault mechanisms. Jornal of the Geological Society of London 133, 191.213. Sibson, R. H. 1986a. Brecciation processes in fault zones: Interferences from earthquake rupturing. Pure and applied Geophysics 124(1/2), 159-175. Sibson, R. H. 1986b. Earthquakes and rock deformation in crustal fault zones. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 14, 149-175. Skar, T., Gabrielsen, R.H., Berg, S.S., Ehrlich, R., Garrido, I. 2005. Upublisert feltdata, strategisk universitets program (SUP) Korint (2001), Universitetet i Bergen. Skov, T. 2001. Fordeling av seismiske og subseismiske forkastninger i Lavransstrukturen (midt-norsk kontinentalsokkel) basert på strukturell tolkning og analogstudier i Kalavrita, Hellas. Unpublished Cand.scient. thesis, University of Bergen. Solheim, M. 2002. Et strukturgeologisk feltstudium av roterte forkastingsblokker relatert til rampe-flate-rampe ekstensjonsforkastinger i Korint, Hellas, og på Lavransfeltet, midtnorsk kontinentalsokkel. Unpublished Strukturgeologi og Petroleumsgeologi thesis, Universitetet i Bergen. Sorel, D. 2000. A Pleistocene and still-active detachement fault and the origin og the CorinthPatras rift, Greece. Geology 28(1), 83-86. - 121 - Stewart, I. 1996. A rough guide to limestone fault scarps. Journal of Structural Geology 18(10), 1259-1264. Stewart, I. S. & Hancock, P. L. 1990a. Brecciation and fracturing within neotectonic normal fault zones in the Aegean region. Geological Society Special Publication 54, 105-112. Stewart, I. S. & Hancock, P. L. 1990b. Scales of structural heterogeniety within neotectonic normal fault zones in the Aegean region. Journal of Structural Geology 13(2), 191204 Storti, F., Billi, A., Salvini, F. 2003. Particle size distributions in natural carbonate fault rocks:insights for non-self-similar cataclasis. 2003. Earth and Planetary Science Letters 206. 173-186. Sverdrup, E., Skov, T., Solheim, M., Aarseth, E. & Gabrielsen, R. H. 2001. The use of field data from the faulted margin of the Gulf of Corinth as input to reservoir model of the Lavrans Field, Haltenbanken, offshore Norway. Bulletin of the Geological Society of Greece XXXIV(1), 337-343. Tarasewicz, J.P.T., Woodcock, N.H., Dickson, J.A.D. 2005. Carbonate Dilation breccias: Examples from the damage zone to the Dent Fault, Northwest England. Geological Society of American Bulletin 117, 5/6, 736-745. Taymaz, T., Jackson, J. & McKenzie, D. 1991. Active tectonics of th north and central Aegean Sea. Geophysical Journal International 106, 433-490. Twiss, R. J. & Moores, E. M. 1992. Structural Geology. W.H.Freeman & Co., New York, 532pp. Walsh, J. J., Watterson, J., Bailey, W. R. & Childs, C. 1999. Fault relays, bends and branch-lines. Journal of Structural Geology 21(8/9), 1019-1026. Vita-Finzi, C., King, G. C. P. 1985. The Seismicity, geomorphology and structural evolution of the Corinth area of Greece. Phil. Trans. R. R. Soc. A314, 379-407 Walsh, J.J., Watterson, J. Bailey, W.R., Childs, C. 1999 Fault relays, bends and branch-lines. Journal of structural geology 21, 1019-1026. Walsh, J.J., Watterson, J. Displacement gradients on faults surfaces. Journal of structural geology 11, 307-316 Westaway, R. 2002. The Quaternary evolution of the Gulf of Corinth, central Greece: coupling between surface processes and flow in the lower continental crust. Tectonophysics 348(4), 269-318. Withjack, M.O., Olson, J., Peterson, E. 1990. Experimental Models of Extensional Forced Folds. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 74, 7, 1038-1054. Woodcock, N. J. & Schubert, C. 1994. Continental strike slip tectonics. In: Continental deformation (edited by Hancock, P. L.). Pergamon Press, New York, 251-263. - 122 - Internett referanser: http://www.corinth-rift-lab.org - 123 -
Similar documents
Kongsvingerfeltets geologi - Norges geologiske undersøkelse
vise stor likhet med forskifrede og nedknuste granitter. Porfyriske
innsprengninger av kvarts og feltspat (Foto 5) er imidlertid vanlig i
den del av sonen som ligger nord for Hærsjøen. Mineralsamme...
