Fra Kridthav til Vesterhav. Nordsøbassinets udvikling ...· 1 Fra Kridthav til Vesterhav. Nordsøbassinets udvikling vurderet ud fra seismiske hastigheder PETER JAPSEN Japsen, P

· 1

Fra Kridthav til Vesterhav. Nordsøbassinets udviklingvurderet ud fra seismiske hastigheder

PETER JAPSEN

Japsen, P. 2000–12–31. Fra Kridthav til Vesterhav. Nordsøbassinets udvikling vurderet ud fra seis-miske hastigheder. Geologisk Tidsskrift, hæfte 2, pp. 1–36, København.

Mellem Skandinavien og De Britiske Øer, der har hævet sig siden Kridthavet dækkede Nordvest-europa, ligger skrivekridtet som et sammenhængende legeme. Forløbet af Nordsøbassinets op-fyldning i Kænozoikum afspejles således i kridtets kompaktionsgrad. Afvigelser fra normalkom-paktion er beregnet ud fra hastigheds-dybde anomalier for Skrivekridtet, den kænozoiske lag-pakke og tre mesozoiske formationer på basis af intervalhastighedsdata fra 1100 boringer i Nord-søbassinet. Beregningerne er foretaget i forhold til standardkurver for sammenhængen mellemlydhastighed og dybde for Skrivekridtet, samt for marine og kontinentale lersten domineret afhenholdsvis smektit/illit og kaolin. Standardkurverne afspejler at kompaktionsforløbet for dissesedimentære bjergarter er betinget af deres mineralogiske sammensætning. Dybdeanomaliernevarierer systematisk inden for ±1 km på tværs af Nordsøbassinet for Skrivekridtet og de nedre-kænozoiske sedimenter, mens de øvre-kænozoiske aflejringer næsten er normalkompakterede, idetafvigelserne for de kænozoiske sedimenter beregnes i forhold til standardkurven for marine ler-sten.Underkompakterede sedimenter forekommer i den centrale del af Nordsøen under den midt-miocæne inkonformitet hvor der i Skrivekridtet er målt moderate overtryk på omkring 10 MPa.Overtrykket i Skrivekridtet og de nedre-kænozoiske sedimenter skyldes hovedsageligt kompak-tionsuligevægt betinget af den hurtige, sen-kænozoiske aflejring og den langsomme afdræning afporevæske fra de underliggende sedimenter af kænozoisk og mesozoisk alder. Denne afdræninger bestemt af mægtigheden og de forseglende egenskaber af de nedre-kænozoiske sedimenter.Overkompakterede sedimenter forekommer langs Nordsøbassinets vestlige og østlige rand hvoret sedimentdække på op til 1 km er borteroderet efter neogen landhævning og af senere glacialeprocesser.Den neogene landhævning langs Nordsøbassinets vestlige og østlige rand og den hurtige ind-synkning af bassinets center indgår i et mønster af vertikale bevægelser i hele det nordatlantiskeområde. En model der kan forklare disse fænomener, må kunne adskille følgerne af den palæogenelandhævning langs pladegrænser fra eftervirkningerne af den neogene landhævning der kan føl-ges langt fra aktive pladegrænser. Modellen må samtidig inddrage det observerede indsynknings-mønster nær landområderne.

Peter Japsen, [email protected], Danmarks og Grønlands Geologiske Undersøgelse (GEUS), Thoravej 8, 2400København NV.

English summaryThe Cenozoic development of the North Sea Basin as estimated fromseismic velocitiesThe North Sea Chalk forms a coherent body between Scandinavia and the British Isles which wereuplifted since the sea covered North-west Europe during the Cretaceous. The burial history of theNorth Sea Basin during the Cenozoic is thus reflected in the degree of compaction of the Chalk.Deviations from normal compaction are calculated from velocity-depth anomalies for the Chalk,the Cenozoic sequence and three Mesozoic formations based on interval velocity data from 1100wells in the North Sea Basin. The anomalies are calculated relative to normal velocity-depth trendsfor the Chalk and for marine and continental shale dominated by smectite/illite and kaolin,respectively. The baselines reflect that the compaction process for these sedimentary rocks dependson their mineralogical composition. The depth anomalies vary systematically within ±1 km acrossthe North Sea Basin for the Chalk and the lower Cenozoic sediments, whereas the upper Cenozoicsediments almost are normally compacted when the deviations for the Cenozoic sediments arecalculated relative to the baseline for marine shale.

Japsen: Fra Kridthav til Vesterhav ·

2 ·

Undercompacted sediments occur in the central North Sea below the mid-Miocene unconformitywhere a moderate overpressure of c. 10 MPa is recorded for the Chalk. The overpressure in theChalk and the lower Cenozoic sediments is mainly caused by disequilibrium compaction due tothe rapid late Cenozoic burial and the slow draining of pore fluids from the underlying sedimentsof Cenozoic and Mesozoic age. The drainage is dependent on the thickness and sealing capacity ofthe lower Cenozoic sediments.Overcompacted sediments occur along the western and eastern margin of the North Sea Basinwhere a sedimentary cover of up to 1 km was eroded after Neogene uplift and by subsequentglacial processes.The Neogene uplift along the western and eastern margins of the North Sea Basin and the rapidsubsidence of its centre fit into a pattern of vertical movements around the North Atlantic. A mo-del explaining these phenomena must separate the effects of Paleogene uplift of plate boundariesfrom those of Neogene uplift that reach beyond plate boundaries, and must also include thesubsidence patterns observed adjacent to the landmasses.

Denne afhandling er i forbindelse med de nedenstående anførte offentliggjorte afhandlinger af Det Naturvidenskabelige Fakul-tet antaget til offentligt at forsvares for den naturvidenskabelige doktorgrad.

København, den 7. december 2000Henrik Jeppesen, Dekan

ArtiklerJapsen, P. 1993: Influence of lithology and Neogene uplift on

seismic velocities in Denmark; implications for depth con-version of maps. AAPG Bulletin 77, 194–211.

Japsen, P. 1994: Retarded compaction due to overpressurededuced from a seismic velocity/depth conversion studyin the Danish Central Trough, North Sea. Marine and Pe-troleum Geology 11, 715–733.

Japsen, P. 1997: Regional Neogene exhumation of Britain andthe western North Sea. Journal of the Geological Society,London 154, 239–247.

Japsen, P. 1998: Regional velocity-depth anomalies, North SeaChalk: a record of overpressure and Neogene uplift anderosion. AAPG Bulletin 82, 2031–2074.

Japsen, P. 1999: Overpressured Cenozoic shale mapped fromvelocity anomalies relative to a baseline for marine shale,North Sea. Petroleum Geoscience 5, 321–336.

Japsen, P. 2000: Investigation of multi-phase erosion usingreconstructed shale trends based on sonic data. Sole Pit axis,North Sea. Global and Planetary Change 24, 189–210.

Japsen, P. & Bidstrup, T. 1999: Quantification of late Cenozoicerosion in Denmark based on sonic and vitrinite data. Bul-letin of the Geological Society of Denmark 46, 79–99.

Japsen, P., Britze, P. & Andersen, C. in press: Upper Jurassic-Lower Cretaceous of the Danish Central Graben: Structuralframework and nomenclature. In Surlyk, F. & Ineson, J. R.(eds) The Jurassic of Denmark and Greenland. Geology ofDenmark Survey Bulletin.

Japsen, P. & Chalmers, J. A. 2000: Neogene uplift and tectonicsaround the North Atlantic: Overview. Global and PlanetaryChange 24, 165–173.

Megson, J. B., Japsen, P. & Caillet, G. 1998: Discussion: ‘Over-pressure and hydrocarbon trapping in the Chalk of theNorwegian Central Graben’ by G. Caillet et al. PetroleumGeoscience 4, 181–185.

Kortudgivelser og datadokumentationBritze, P. & Japsen, P. 1991: Geological map of Denmark

1: 400,000. The Danish Basin. ‘’Top Zechstein’’ and the Tri-assic (two-way traveltime and depth, thickness and inter-val velocity). Geological Survey of Denmark Map Series31. 4 maps and 4 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995a: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “BaseChalk” and the Chalk Group (two-way traveltime anddepth, interval velocity and isochore). Geological Surveyof Denmark Map Series 48. 4 maps and 7 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995b: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “Base Cre-taceous” and the Cromer Knoll Group (two-way traveltimeand depth, interval velocity and isochore). Geological Sur-vey of Denmark Map Series 49. 4 maps and 7 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995c: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “BaseUpper Jurassic” and the Upper Jurassic (two-way travel-time and depth, interval velocity and isochore). GeologicalSurvey of Denmark, Map Series 50. 4 maps and 7 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995d: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “TopChalk” and the Post Chalk Group (two-way traveltime,depth and interval velocity). Geological Survey of DenmarkMap Series 47. 3 maps and 7 pp.

Japsen, P. & Langtofte, C. 1991a: Geological map of Denmark,1:400,000. The Danish Basin. ‘’Base Chalk’’ and the ChalkGroup (two-way traveltime and depth, thickness and in-terval velocity). Geological Survey of Denmark Map Series29. 4 maps and 4 pp.

Japsen, P. & Langtofte, C. 1991b: Geological map of Denmark,1:400,000. The Danish Basin. ‘’Top Triassic’’ and the Juras-sic–Lower Cretaceous (two-way traveltime and depth,thickness and interval velocity). Geological Survey of Den-mark Map Series 30. 4 maps and 4 pp.

Nielsen, L.H. & Japsen, P. 1991: Deep wells in Denmark 1935-1990. Lithostratigraphic subdivision. Geological Survey ofDenmark Series A 31. 179 pp.

· Geologisk Tidsskrift 2000 / 2

· 3

?

?

?

?

?

?

Pliocæn

Miocæn

Edb.Kbh.

Øvre Kridt – Danien

Præ-Øvre Kridt

Miocæn – PliocænMiocæn(Pliocæn tyndt/mangl.)

Palæogen ekskl. DanienPalæogen ekskl. Danien(Pliocæn tyndt/mangl.)

UTM zone 31100 km

4º 0º 4º 8º 12º2ºW 2ºE 6º 10º 14º

8º 12º0º 4º 10º2ºE2ºW 6º

57º

55º

53º

58º

56º

54º

59º

57º

55º

53º

54º

56º

58º

Prækvartærgeologi

IndledningAllerede i begyndelsen af det tyvende århundredeblev det foreslået at fjeldene i Skandinavien og på DeBritiske Øer var dannet i kænozoisk tid (Geikie 1901,Reusch 1901). Teorierne tog udgangspunkt i studietaf landskabsformer, hvor f.eks. Reusch (1901) tog detsvagt kuperede landskab i stor højde i det sydligeNorge som udtryk for landhævning efterfulgt af dyberosion langs floddale.

Hypotesen om landhævning i kænozoisk tid er kuni ringe omfang gået i arv til de nye generationer afgeologer og geofysikere der påbegyndte studiet afNordsøbassinet efter de første oliefund i tresserne (sef.eks. Glennie & Hurst 1996). Først da olieefterforsk-ningen nord for Norge gav skuffende resultater, ogdyb erosion blev erkendt som årsagen til at den for-ventede olie var forsvundet, vandt teorien om land-hævning ny udbredelse (f.eks. Jensen, Riis & Boyd1992, Nyland et al. 1992, Doré & Jensen 1996). Den

velkendte geologi ud for Norges vest- og sydkystkunne nu genvurderes ud fra den gamle teori: når degeologiske lag er ældre og ældre ind mod det blot-tede grundfjeld kunne det forklares med et stadigdybere snit i en nu delvis forsvundet geologisk lag-serie forårsaget af en meget sen hævning af Skandi-navien (Fig. 1; f.eks. Jensen, Riis & Boyd 1992). Ogsåi Storbritannien har omfanget og det tidsmæssige for-løb af landhævning og erosion i løbet af Kænozoi-kum været diskuteret i en årrække (se Japsen 1997).

Skrivekridtet ligger som et sammenhængende le-geme i hele Nordsøbassinet, og det har en række egen-skaber der gør det muligt at afdække aspekter afNordsøbassinets udvikling i løbet af Kænozoikum(Skrivekridtgruppen, Øvre Kridt–Danien, se Fig. 2,3). Skrivekridtet er en homogen aflejring der hovedsa-gelig består af stabilt, magnesiumfattigt kalcit fraplanktoniske alger, således at porøsiteten og dermedlydhastigheden i Skrivekridtet i høj grad afhænger afden belastning som det har været udsat for af de over-


Fig. 1. Den prækvartære geologi i Nordsøbassinet. Afbrydelsen i den sedimentære lagserie under det kvartære dække voksermod randen af bassinet. Symmetrien på tværs af bassinet kan forklares ved at både Skandinavien og De Britiske Øer har væretpåvirket af neogen landhævning og erosion (Fig. 4, 14). Nationale sektorgrænser er forklaret i Fig. 2. Dybdeprofilen i Fig. 4 gårfra Edinburgh til København, ‘Edb’ til ‘Kbh’. Modificeret efter Japsen (1998).

4 ·

Mægtighedi m

Kvartært dække < 500 500 – 1000 1000 – 1500 1500 – 2000 2000 – 2500 2500 – 3000 3000 – 3500 > 3500

UTM zone 31100 km

< 500 500 – 10001000 – 15001500 – 2000 > 2000

Mægtighedi m

UTM zone 31100 km

NordsøgruppenKænozoikum ekskl. Danien

MægtighedKonturinterval 500 m

Forkastningsspor

SkrivekridtgruppenØvre Kridt – Danien

MægtighedKonturinterval 500 m

Forkastningsspor Inversionsakse Afgrænsning af tertiære sedimenter (ekskl. Danien)

Overlap mellem Skrivekridtgruppen og Shetlandgruppen

Shet

land

grup

pen

Edb.

Edb.

Kbh.

Kbh.

UK

DK

DNL

NS

Oversigtskort

NORDSØBASSINETMF

MNSH

FENNOSKAN. H.

VG

DANSKE B.RFH

CENTR.GR.

SP

STZ

c.

DDK N NLS UK

STZ: Sorgenfrei – Tornquist ZonenVG: Vikinggraven

DANSKE B.: Danske BassinCENTR. GR.: Centralgraven

FENNOSKAN. H.: Fennoskandiske

MF: Moray FirthMNSH: Mid North Sea HighRFH: Ringkøbing – Fyn HøjdenSP: Sole Pit aksen

Højderyg

a.

b.

TysklandDanmarkNorgeHollandSverigeStorbritanien

::::::

?

0º 4º 8º 12º

0º 4º 8º 12º

58º

56º

54º

58º

56º

54º

58º

56º

54º

54º

56º

58º

0º 4º 8º 12º

0º 4º 8º 12º

Fig. 2. Udbredelsen af aflejringerne fra Sen Kridt–Kænozoikum i Nordsøbassinet.a. Mægtigheden af Nordsøgruppen.b. Mægtigheden af Skrivekridtgruppen.c. Strukturelle elementer i Sen Kridt–Kænozoikum.Skrivekridtet går i dagen langs randen af bassinet, men er begravet under et mere end 3 km tykt sedimentdække centralt ibassinet. Litostratigrafisk nomenklatur i Fig. 3. Modificeret efter Japsen (1998).


· 5

N o r d s ø b a s s i n e t

Mes

ozoi

kum

Kæ

nozo

ikum

Øvr

e K

ridt

Kv.

Palæ

ogen

Neo

g.

Kronostratigrafi

sydøst

Hollandsksektor

NAM & RDG1980

Dette studie Dansksektor

Michelsen1982

Britisksektor

Knox & Holloway 1992Johnson & Lott 1993

Norsksektor

Isaksen & Tonstad1989

HolocænPleistocæn

Maastrichtien

nord centralt

Danien

Pliocæn

Miocæn

Oligocæn

Eocæn

Paleocæn

Campanien

Santonien

Coniacien

Turonien

Cenomanien

Nor

dsøg

rupp

en øvre

nedre

Skrivekridt-gruppen

Shetland-gruppen

Westray Group

Stronsay GroupMoray Group

Montrose Group

ChalkGroup

ShetlandGroup

HordalandGroup

ShetlandGroup

Rogaland Group

ChalkGroup

ChalkGroup

Upper

Lower

Middle

Nor

th S

ea S

uper

Gro

up

nord centraltcentraltnordcentralt

NordlandGroup

NordlandGroup

Fig. 3. Litostratigrafisk nomenklatur for aflejringerne fra Øvre Kridt–Kænozoikum i Nordsøbassinet. Betegnelsen Nordsøgrup-pen er brugt i stedet for det uformelle engelske udtryk i mangel af en dansk term (engelsk: Post Chalk Group, Nielsen & Japsen1991). Nordsøgruppen er underinddelt i en øvre og nedre del ved den midt-miocæne inkonformitet. Dansk stratigrafisk termi-nologi er diskuteret af Michelsen et al. 1996. Kronostratigrafi efter Gradstein & Ogg (1996). Modificeret efter Japsen (1998).

Tabel 1. Statistik for databasen med intervalhastighederNordsøbassinet Intervalhastighed [m/s] Midtpunktsdybde [m] Mægtighed [m]

Enhed Antal Gns. Std. Min. Max. Gns. Std. Min. Max. Gns. Std. Min. Max.Bor.

Nordsø-gruppen 935 2086 140 1627 2345 997 402 36 1674 1994 805 72 3347

- øvre 322 1934 68 1709 2087 519 186 73 950 1038 372 147 1900

- nedre 322 2200 164 1745 2578 1650 465 267 2433 1224 445 136 2101

Skrivekridt-gruppen 845 4074 615 2288 5349 2109 916 91 3875 515 293 51 1854

F-I led� 31 2917 325 2123 3617 1587 652 177 3072 197 91 26 411

BunterSandsten� 134 3767 414 2799 4848 1537 644 254 4797 300 � 263 � 44� 1119�

BunterLersten � 143 3810 422 2660 4846 1681 502 464 4595 238 � 95 � 26 � 332 �

� Data fra Det Danske Bassin, Fjerritslev Formation� Data fra Det Danske Bassin og fra den britiske del af den sydlige Nordsø� Data fra 21 danske boringer� Data fra 16 danske boringer

Bor.: Boringer, Gns.: Gennemsnit, Std.: Standardafvigelse, Min.: Minimum, Max.: Maximum.


6 ·

liggende lag (Scholle 1977, Kennedy 1987, Ziegler1990, Borre & Fabricius 1998). Sammenhængen mel-lem lydhastighed og dybde gør det derfor muligt atvurdere om Skrivekridtets nuværende begravelses-dybde svarer til dets kompaktionsgrad. Endvidere gørdet store antal boringer i Nordsøområdet det muligtat foretage denne sammenligning over hele området,og Skrivekridtets ensartethed og anseelige mægtig-hed (godt 500 m i gennemsnit) gør denne sammen-ligning ret robust, når hastigheden beregnes som enmiddelværdi over hele laget (Tabel 1).

Langs randen af Nordsøbassinet er Skrivekridtetsdæklag delvist borteroderede, og også Skrivekridt-aflejringer må være blevet fjernet fra betragteligeområder uden for det område hvor Skrivekridtet erbevaret i dag (Fig. 4). Den regionale karakter af den-ne erosion er først blevet erkendt i de senere år, ogstørrelsen (op til 1 km), tidspunktet for og specieltårsagerne til erosionen er stadig omdiskuterede (f.eks.Bulat & Stoker 1987, Jensen, Riis & Boyd 1992, Hillis1995, Rohrman & van der Beek 1996, Japsen 1997,1998, Japsen & Chalmers 2000). I den centrale del afNordsøen er Skrivekridtet derimod underkompakte-ret, og trykket i porevæsken er højere end hvis vand-spejlet var frit (se f.eks. Scholle 1977). Dette overtryker op til 20 MPa eller 2900 psi i en dybde på 2600 m,og kan hovedsagelig tilskrives den hurtige, sen-kæ-nozoiske pålejring af sedimenter (Carstens 1978,Japsen 1994, 1998, 1999). Overtrykket bevirker at po-røsiteten i Skrivekridtet er relativt høj, hvilket er afstor praktisk betydning da vældige kulbrinteforekom-ster findes i Skrivekridtet i den danske og norske sek-tor af Nordsøen (f.eks. Dan og Ekofisk felterne).

Ud fra den iagttagelse at Skrivekridtet i store om-råder ikke er normalkompakteret, har jeg udledt ennormalhastighedskurve baseret på data fra Nordsøenog fra recente pelagiske karbonataflejringer nær hav-bunden (Shipboard Scientific Party 1991, Japsen 1998,2000). Normalkompaktionskurver for Skrivekridtet ertidligere blevet præsenteret i andre studier (Scholle1977, Sclater & Christie 1980, Bulat & Stoker 1987,Hillis 1995). Den her anvendte standardkurve er imid-lertid den første der er baseret på data fra hele Nord-søbassinet, den angiver fysisk mulige hastighedersåvel ved jordoverfladen (havbunden/terrænoverfla-den) som ved stor dybde, og endelig fører den til geo-logisk rimelige skøn over erosion og overtryk. Jeg harrekonstrueret standardkurver for marine og kontinen-tale lersten (domineret af henholdsvis smektit/illit ogkaolin) ved at korrigere nuværende dybder til meso-zoiske formationer under Skrivekridtet for effektenaf sen-kænozoisk erosion vurderet ud fra lyd-hastigheder i Skrivekridtet (Japsen 2000). Den dervedfremkomne standardkurve for marine lersten svarertil tidligere forslag, hvilket tyder på at normalhastig-

hedskurven for Skrivekridtet er anvendelig (Scher-baum 1982, Hansen 1996). I det følgende vil jeg argu-mentere yderligere for at de tre fremsatte normal-hastighedskurver er fysisk og geologisk rimeligemodeller for sammenhængen mellem lydhastighedog dybde, og at de kan anvendes til undersøgelse afet sedimentært bassins udvikling.

Normalhastighedskurver oghastigheds-dybde anomalierEn normalhastighedskurve for en ensartet sedimen-tær formation (en standardkurve) angiver hvorledeslydhastigheden i bjergarten stiger med dybden nårporøsiteten mindskes under normalkompaktion.Under normalkompaktion forbliver trykket i for-mationen i hydrostatisk ligevægt, og mægtighedenaf dæklagene over formationen er konstant eller øgesved sedimentation på jordoverfladen. Afvigelser fraen normalhastighedskurve kan derfor bruges til atundersøge om en formation er over- eller under-kompakteret (Fig. 5). Det er således muligt til at anslåtykkelsen af manglende dæklag for overkompakte-rede formationer, at vurdere tilstedeværelsen af over-tryk på grund af underkompaktion og at bruge ha-stigheds-dybde anomalierne til dybdekonvertering(f.eks. Hottmann & Johnson 1965, Herring 1973, Mag-ara 1978, Bulat & Stoker 1987, Marsden 1992, Japsen1993, 1994, 1998, 1999, 2000, Hillis 1995, Hansen 1996,Al-Chalabi 1997b). Studier af sammenhængen mel-lem hastighed og dybde for sedimenter gør det såle-des muligt at opstille begrænsninger for både fysiskeog geologiske parametre på basis af data der er lettil-gængelige over store områder. Vurderinger af erosionog overtryk er således ofte blevet baseret på data formarine lersten, ligesom erosion af Nordsøbassinet tid-ligere er blevet vurderet ud fra skrivekridtdata (f.eks.Herring 1973, Bulat & Stoker 1987, Hillis 1995, Han-sen 1996). En bestemmelse af overtryk ud fra lydha-stigheder i Skrivekridt blev første gang præsenteretaf Japsen (1998).

Skønt den iagttagelse at sedimenternes lydhastig-hed stiger med dybden er lige så gammel somefterforskningsgeofysik (f.eks. Slotnick 1936), er derikke gjort mange forsøg på at generalisere disse erfa-ringer (se Bulat & Stoker 1987, Hillis 1995, Al-Chalabi1997a, Japsen 1998, 2000). Flere faktorer gør det mu-ligt at opstille simple modeller for sammenhængenmellem hastighed og dybde for visse ensartede sedi-mentære bjergarter. For det første påvirkes lydbølgeraf den sedimentære bjergarts gennemsnitlige egen-skaber under bølgernes passage gennem sedimentet.


· 7

Kbh.

Edb.

200 km

2 km

15 mio. år før vor tid

nutid

65 mio. år før vor tid

Kvartær

Pliocæn

Sen Miocæn

Øvre Paleocæn – nedre Miocæn


Sen-kænozoisk landhævningog erosion

Sen-kænozoisk pålejring

750 m

500 m

1500 m

Fig. 4. Mulig rekonstruktion af den kænozoiske udvikling af Nordsøbassinet langs et profil fra ‘Edb’ til ‘Kbh’ (se Fig. 2). I sen-kænozoisk tid er dæklag på 500–1000 m borteroderet hvor Skrivekridtets afgrænsning findes i dag, mens 1500 m er aflejretcentralt i bassinet. Den midt-miocæne inkonformitets alder er ca. 15 mio. år, mens tidspunktet for starten af den neogene land-hævning er usikker og muligvis var tidligere end for 15 mio. år siden. Modificeret efter Japsen (1998).


8 ·

For det andet påvirkes lydbølger hovedsageligt af denintergrannulære porøsitet og ikke af sprækker (Rider1986). Og endelig er bølgelængden af lydbølger (optil 102 m) mange størrelsesordener større end f.eks.partiklerne i smektit/illit-domineret ler (omkring 10Å=10–9 m, Weaver 1989).

En normalhastighedskurve kan fastlægges for ensedimentær formation hvis der observeres en gene-rel stigning af formationens lydhastighed med dyb-den (ud fra sonic-logs eller intervalhastigheder målti boringer), og hvis formationen er normalkompakte-ret. En normalhastighedskurve er altså et udtryk,VN(z), der angiver lydhastigheden, VN [målt i m/s],som funktion af dybden z [m] under jordoverfladen.Denne sammenhæng kan imidlertid kun observeresover et begrænset dybdeinterval der i bedste fald kandække nogle kilometer. Ekstrapolationer ud over denobserverede sammenhæng må opfylde simplegrænsebetingelser dels ved jordoverfladen, hvor lyd-hastigheden kan beregnes for det nyaflejrede sedi-ment med høj porøsitet (dvs. nær lydhastigheden ivand), og dels ved stor dybde hvor lydhastighedenmå have en endelig størrelse, og hastigheds-dybdegradienten må nærme sig nul. Fastlæggelsen af ensådan standardkurve afhænger således af tre genera-liseringer: 1. identifikation af en relativt ensartetlitologisk enhed, 2. udvælgelse af referencepunkterder repræsenterer normalkompaktion, og 3. tilordningaf et matematisk udtryk for den observerede sammen-hæng mellem hastighed og dybde. Den matematiske

formulering af normalhastighedskurver er diskute-ret i Appendiks A, dybdekonvertering i Appendiks Bog de anvendte symboler er samlet i Tabel 2.

Dybdeanomalier i forhold til ennormalhastighedskurve

Dybdeanomalien, dZB [m], er forskellen mellem denaktuelle dybde, z, til et sedimentært lag og den dybde,zN, der svarer til normalkompaktion for den måltehastighed, V (Fig. 5; engelsk: burial anomaly, Japsen1998). Denne definition kan formuleres som

dZB = z – zN (V) (1)

hvor zN(V) er den inverterede normalhastigheds-funktion VN(z). Hastighedsanomalien, dV [m/s], erden tilsvarende forskel langs hastighedsaksen (Japsen1993). Udtrykket dybdeanomali dækker alene overat dybden til laget afviger fra standardkurven, og ikkeover hvad der har forårsaget anomalien. Geografiskevariationer af hastighedsanomalien for en sedimen-tær formation kan således skyldes ændringer iformationens litologi eller i formationsvæskens sam-mensætning samt afvigelser fra normalkompaktionbetinget af lagets pålejringshistorie (engelsk: burialhistory). Formler for udregning af hastigheds- ogdybdeanomalier er angivet i Appendiks A.


•

Langsom pålejringHurtig pålejring,lav permeabilitet

Landhævning og erosion

Hastighed

dZB

dZB

Vi

Vi Vi Vi

Z

Z

ZN ZN

∆Pcomp ≈ dZB/100

dZB

dZB

dV

dVVN

Dyb

de

∆Zmiss = -dZB + BE

Normalkompaktion Underkompaktion Overkompaktion

Overtryk Udgangspunkt Eroderede dæklag

ZN ZN

{{

Fig. 5. Hastighedsanomali, dV, ogdybdeanomali, dZB, i forhold til ennormalhastighedskurve, VN, for enformation (Ligning 1). Underkom-paktion på grund af hurtigpålejring og lav permeabilitetforårsager overtryk, ∆Pcomp, og lavehastigheder i forhold til dybden(dZB>0, Ligning C-2a). Landhæv-ning og erosion reducerer mægtig-heden af dæklagene og medføreroverkompaktering og høje hastig-heder i forhold til dybden (dZB<0).Fornyet pålejring efter erosionen,BE, vil maskere størrelsen af demanglende dæklag, ∆zmiss (Ligning2, Fig. 6). Den normaliserededybde, zN, er den dybde der svarertil normalkompaktion for denmålte hastighed. Modificeret efterJapsen (1998, 1999).

· 9

Negativ dybdeanomali forårsaget aferosion af dæklagene

Hvis lydhastigheden i et lag er høj i forhold til dyb-den, er hastighedsanomalien positiv mens dybdeano-malien er negativ. En sådan anomali kan være forår-saget af erosion af dæklagene således at dybden tillaget er mindsket. I litteraturen findes mange beteg-nelser for dette begreb: ’apparent uplift’ (dansk: til-syneladende landhævning; Bulat & Stoker 1987), ’netuplift and erosion’ (Riis & Jensen 1992), ’apparentexhumation’ (dansk: tilsyneladende blotlæggelse;Hillis 1995); se Japsen (1998) for en nærmere diskus-sion af disse udtryk.

Kun ud fra en samlet vurdering af et område kandet afgøres om en dybdeanomali kan tolkes som etmål for erosion eller må tilskrives andre forhold så-som laterale variationer i litologi. For at kunne tolkessom udtryk for erosion skal dybdeanomalien for etlag ikke alene svare til andre bestemmelser af erosio-nens størrelse, men erosionen af dæklagene skal ogsådokumenteres ved en afbrydelse i den sedimentærelagsøjle. At formationen har været dybere begravetindebærer således dels at sedimenter engang er ble-vet aflejret over formationen, og dels at de senere erblevet borteroderet. Dette tilsyneladende banale ud-sagn kan eksemplificeres ved den kænozoiske udvik-ling på Sjælland: her ligger toppen af Skrivekridt-gruppen i dag nær jordoverfladen, og derfor må endybdeanomali for Skrivekridtet på 500 m betyde atkænozoiske aflejringer af denne mægtighed må væreblevet borteroderet. Hvis vi antager at erosionen blevpåbegyndt i løbet af Miocæn, må de nu manglendelag have været af Paleocæn–Miocæn alder.

Dybdeanomalien udtrykker altså ideelt hvor me-get dybere laget var begravet da det opnåede sin nu-værende kompaktionsgrad (og dermed den måltelydhastighed) idet kompaktionsprocessen normalt erirreversibel. Metoden registrerer derfor den samledeafvigelse fra maksimal begravelsesdybde idet fornyetpålejring efter erosionen, BE [m] (engelsk: post-exhu-mational burial), vil maskere den oprindelige tykkelseaf de manglende dæklag, ∆zmiss [m] (engelsk: missingsection; Hillis 1995, Japsen 1998). Dette kan skrivessåledes (se Fig. 6):

∆zmiss = –dZB + BE (2)

hvor minustegnet markerer at erosion resulterer i ennegativ dybdeanomali. Effekten af en prækvartærerosion på 300 m vil således blive skjult af en efterføl-gende kvartær pålejring af samme størrelse.


Tabel 2. Anvendte symboler

α Biots-faktor [–]BE Fornyet pålejring efter erosion [m]b1, b2 Eksponentielle konstanter, Ligning A-3,

A-4 [m–1]g Tyngdeaccelerationen, 9.807 m/s2

k Hastigheds-dybde gradient [m/s/m = s–1]mwe Muddervægt-ækvivalent [kg/m3]P, PH Formationstryk, hydrostatisk tryk [Pa]∆P Overtryk i en formation = P-PH [Pa]∆Pbuoy Overtryk forårsaget af opdrift [Pa]∆Pcomp Overtryk forårsaget af underkompaktion,

Ligning C-2 [Pa]∆Ptrans Overtryk forårsaget af omfordeling af over-

tryk [Pa]q Transittids-dybde gradient [s/m2]S Tryk forårsaget af dæklagenes vægt [Pa]∆T To-vejs løbetid gennem et lag [s]tt, tt0, tt∞ Transittid, – ved jordoverfladen,

– ved uendelig dybde [s/m]V, Vi, V0 Hastighed over et tyndt lag,

intervalhastighed, hastighed vedjordoverfladen [m/s]

VN Normal hastigheds-dybde kurve for en for-mation

VCh Normal hastigheds-dybde kurve for Skrive-kridt, Ligning A-9

VBSh Normal hastigheds-dybde kurve for BunterLersten, Ligning A-11

VSh Normal hastigheds-dybde kurve for marinelersten domineret af smektit/illit,Ligning A-10

dV Hastighedsanomali i forhold til en normal-hastighedskurve, f.eks. Ligning A-6 [m/s]

z Dybde (for hastighedsdata i forhold til jord-overfladen; for trykdata i forhold til hav-niveau) [m]

zmiss Manglende dæklag fjernet ved erosion, Lig-ning 2 [m]

zN Dybde svarende til normalkompaktion forden målte hastighed [m]

zt Dybden til toppen af et lag [m]dZB Dybdeanomali i forhold til en normal-

hastighedskurve, Ligning 1 [m]∆z Mægtigheden af et lag [m]∆zup, ∆zlowMægtighed af den øvre og nedre

Nordsøgruppe, Fig. 3 [m]ϕ Porøsitet [%]∆ρup Gennemsnitlig densitetskontrast mellem

porevæsken og det vandmættede sedimen-tet i de øvre dæklag [kg/m3]

σ Effektiv spænding = S-P [Pa]σup Effektiv spænding forårsaget af de øvre

dæklag, Ligning C-1 [Pa]

N

N

N

10 ·

Positiv dybdeanomali forårsaget afovertryk

Hvis lydhastigheden i en formation er lille i forholdtil dybden, er hastighedsanomalien negativ mensdybdeanomalien er positiv. En sådan anomali kanvære forårsaget af underkompaktion på grund afovertryk. Der er overtryk i formationsvæsken i et lagnår væsken delvis bærer vægten af dæklagene (udover deres indhold af væske) (Terzaghi & Peck 1968).Laget siges at være underkompakteret fordi porøsi-teten er relativt høj, og da dette medfører relativt lavehastigheder bliver laget karakteriseret ved positivedybdeanomalier. Se Appendiks C for en nærmere dis-kussion af disse forhold.

HastighedsdataGrundlaget for denne undersøgelse er data fra kali-brerede sonic-logs i 1100 boringer fra de britiske, dan-ske, hollandske og norske sektorer i Nordsøområdetmellem ca. 53°N og 59°N. Den litostratigrafiske ter-minologi for Øvre Kridt–Kænozoikum er vist i Fig. 3.Fjerritslev Formationen (Nedre Jura) samt BunterLersten og Bunter Sandsten (Nedre Trias) er beskrevetaf Michelsen (1989), Bertelsen (1980) og Johnson,

Dyb

de, k

m

Tid, mio. år

∆Zmiss = -dZB

∆Zmiss = -dZB + BE

BE

dZB

dZB

a.

b.

a.

b.

VSh N

dZlowB

dZlowB

VSh N

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

Dyb

de, m

und

er h

avbu

nd

1500 1750 2000 2250 2500

Hastighed, m/s

0

500

1000

1500

2000

2500

Dyb

de, m

und

er h

avbu

nd

1500 1750 2000 2250 2500

Hastighed, m/s

31/27-1

Karl-1

Nor

dsøg

rupp

enN

ords

øgru

ppen

nedr

eøv

rene

dre

øvre

Fig. 6. Skematisk indsynkningsdiagram der illustrerer at for-nyet pålejring efter erosion, BE, vil maskere størrelsen af deborteroderede dæklag, ∆zmiss, i forhold til dybdeanomalien, dZB

(Ligning 2).a. Erosion uden efterfølgende pålejring.b. Erosion efterfulgt af fornyet pålejring.Bemærk at fjernelse af dæklag fører til en negativ dybde-anomali. Modificeret efter Japsen (1998).

Fig. 7. Sonic-logs for Nordsøgruppen.a. Den danske boring Karl-1.b. Den britiske boring 31/27-1.De lave hastigheder i den nedre Nordsøgruppe afspejler etstort overtryk som i det underliggende Skrivekridt er bestemttil henholdsvis 15 og 13 MPa i nærliggende boringer. Den ba-sale del af den øvre Nordsøgruppe udgør en overgangszonehvor overtrykket stiger gradvist. VSh: normalhastighedskur-ven for marine lersten (Ligning A-10). Standardkurven er ogsåvist parallelforskudt med værdien af dybdeanomalien for dennedre Nordsøgruppe, dZlow henholdsvis, 1203 og 1004 m be-stemt for boringerne. Lokalisering på Fig. 9. Modificeret efterJapsen (1994, 1998).

N

B


· 11Japsen: Fra Kridthav til Vesterhav ·

S-1

S-1

49/23-2

9/11-1

49/23-2

49/1-3

53/5-1

9/11-1

53/5-1

13/28-1

15/21-2

15/21-2

15/9-9

L-1

L-1

30/16-3

E-2

E-2

A12-1

M09-1

30/16-3

Karl-1

1/6-1

1/6-1

Elna-1

Elna-131/27-1

16/18-1

16/18-1

49/1-3

Karl-1

Mona-1

15/9-9

A12-1

M09-1

31/26-131/27-1

Mona-1

VSh N

VSh N

VSh N

a.

c.b.

Nedre NordsøgruppeØvre Paleocæn – nedre Miocæn

Øvre NordsøgruppeØvre Miocæn – Kvartær


Hastighed, m/s

A B

A B

Dansk boringHollandsk boringNorsk boringDiapir

Britisk boring

Dyb

de, m

und

er jo

rdov

erfla

den

Dyb

de, m

und

er jo

rdov

erfla

den

Dyb

de, m

und

er jo

rdov

erfla

den

0

250

500

750

1000

1250

1500

1750

1500

0

250

500

750

1000

1250

1500

1750

2000

2250

2500

0

250

500

750

1000

1250

1500

1750

2000

2250

2500

1750 2000 2250 2500

Hastighed, m/s

1750 2000 2250 2500 2750

Hastighed, m/s1750 2000 2250 2500 2750

Fig. 8. Intervalhastighed afbildet mod midtpunktsdybde for boringer i Nordsøbassinet.a. Nordsøgruppen.b. Øvre Nordsøgruppe.c. Nedre Nordsøgruppe.To grupperinger af datapunkter ses for midtpunktsdybder større end 1000 m for Nordsøgruppen og for den nedre Nordsøgruppe(A og B i Fig. 8a, 8c). Underkompaktion og overtryk under den midt-miocæne inkonformitet fører til gruppering A, mens grup-pering B svarer til normalkompaktion. VSh: normalhastighedskurve for marine lersten (Ligning A-10). Denne kurve er forskudtmod mindre dybde med f.eks. 200 m for z=2 km i forhold til den stiplede kurve der blev anvendt af Japsen (1999). Lokaliseringer angivet på Fig. 9.

N

12 ·

b.

a.

c.

10

15

UK

NDK

DNL


DybdeanomaliKonturinterval 250 m

Afgrænsning af tertiære sedimenter (ekskl. Danien)

Nedre NordsøgruppeØvre Paleocæn – nedre Miocæn


Overtryk i Skrivekridtet Konturinterval 5 MPa

Øvre NordsøgruppeØvre Miocæn – Kvartær


Dybdeanomalii m

Dybde-anomali

i m

Dybde-anomali

i m

-750-500-250 0 250 500 750 1000 1250 1500

-1000-750-500-250 0 250

-1000-750-500-250 0 250 500 750

boringsdata

5

5

UTM zone 31100 kmUTM zone 31

100 km

UTM zone 31100 km

S-1

A12-1

M09-1

49/23-2

49/1-3

31/27-131/26-1

Elna-1

L-1

9/11-1

Mona-1

Karl-1

15/9-916/18-3

13/28-1

15/21-2

1/6-1

30/16-3

59º

58º

57º

56º

55º

54º

53º

59º

58º

57º

56º

55º

54º

59º

58º

57º

56º

55º

54º

2ºW 0º 2ºE 4º 6º 8º 10º 12º

58º

57º

56º

55º

54º

53º

0º2ºW 2ºE 4º 6º 8º 10º 12º 14º

58º

57º

56º

55º

54º

0º 2ºE 4º 6º

0º 2ºE 4º 6º

58º

57º

56º

55º

54º

0º 2ºE 4º 6º

0º 2ºE 4º 6º

59º59º

Fig. 9. Dybdeanomalier beregnet for boringer i Nordsøbassinet.a. Nordsøgruppen.b. Øvre Nordsøgruppe.c. Nedre Nordsøgruppe.Dybdeanomalierne for Nordsøgruppen er hovedsageligt bestemt af underkompaktionen i den nedre Nordsøgruppe. Områdetpræget af underkompaktion svarer til området med overtryk i Skrivekridtet. Anvendelse af Ligning A-10 ville øge dybdeanoma-lierne i den dybe del af bassinet med op til 180 m frem for den her anvendte standardkurve (se Fig. 8; Japsen 1999).

· 13

Warrington & Stoker (1994). Intervalhastigheder (Lig-ning B-1) og dybdeanomalier (Ligningerne A-7, A-8)er blevet beregnet for følgende lag (Tabel 1):

• Nordsøgruppen, Kænozoikum undtagen Danien(engelsk: Post Chalk Group, uformel betegnelse in-troduceret af Nielsen & Japsen 1991): 935 boringersom alle gennemborede laget, heraf 649 britiske, 115danske, 41 hollandske og 130 norske (Fig. 7, 8; senærmere diskussion i Japsen 1999). Her benyttesudtrykket Nordsøgruppen som er et delvist lån fraden hollandske terminologi, mens formuleringenaf en dansk term må afvente en formel definition.Nordsøgruppen kan underinddeles ved den midt-miocæne inkonformitet i en normalkompakteretøvre del og en nedre del, der er karakteriseret vedovertryk i den centrale del af Nordsøen. 322 borin-ger i den centrale Nordsø kunne opdeles ved denmidt-miocæne inkonformitet eller ved et nærlig-gende niveau, således at intervalhastigheden af denøvre og nedre del af Nordsøgruppen kunne bereg-nes. Dybdeanomalier er beregnet ud fra normal-hastighedskurven for marine lersten angivet afJapsen (1999; Fig. 9). I forhold til denne kurve erstandardkurven givet ved Ligning A-10 forskudtmod mindre dybder med f.eks. 200 m for z=2 km.

• Skrivekridtgruppen (engelsk: Chalk Group), ØvreKridt–Danien: 845 boringer som alle gennemboredelaget, heraf 565 britiske, 135 danske, 41 hollandskeog 104 norske (Fig. 10–12; se nærmere diskussion iJapsen 1998). Dybdeanomalier er beregnet ud frastandardkurven for Skrivekridt foreslået af Japsen(1998; Fig. 13–15), og på basis af den reviderede

standardkurve der er forskudt mod mindre dyb-der med op til 210 m (Fig. 21, Ligning A–9).

• F-I led i Fjerritslev Formationen: 31 danske borin-ger (Fig. 16; se nærmere diskussion i Japsen & Bids-trup 1999, Japsen 2000). Dybdeanomalier er bereg-net ud fra normalhastighedskurven for marine ler-sten (Ligning A-10).

• Bunter Lersten: 143 boringer, heraf 127 britiske og16 danske (Fig. 17; se nærmere diskussion i Japsen2000). Dybdeanomalier er beregnet ud fra standard-kurven for Bunter Lersten (Ligning A-11).

• Bunter Sandsten: 134 boringer, heraf 113 britiske og21 danske (Fig. 18; se nærmere diskussion i Japsen2000). En øvre grænse for dybdeanomalierne er be-regnet ud fra standardkurven for Bunter Lersten(Ligning A-11).

Boringer nær saltdiapirer indgår i databasen, men forat fremhæve regionale tendenser er data fra erkendtediapirer ikke medtaget i kortlægningen. Hastigheds-variationerne i lagene over Mellem Jura aflejringernei den danske del af Centralgraven er diskuteret afJapsen (1994).

1

0

4 65

Hastighed, km/s

4

3

2 3

2

+570 mStenlille-6

Stenlille-6 (Z+570 m)

Karl-1 (Z-1269 m)

Karl-1

Site 807

VNCh

-1269 m

Pelagiske karbonataflejringerØvre Kridt – Kænozoikum

Dyb

de, k

m u

nder

jord

over

flade

n

Fig. 10. Sonic-logs fra Skrivekridt-gruppen i de danske boringerStenlille-6 og Karl-1 og fra pelagi-ske karbonataflejringer af eocæn tilpleistocæn alder i det vestligeStillehav (boring 807, ODP Leg130; Shipboard Scientific Party1991). De målte sonic-logs er frasedimenter med sammenligneligsammensætning, men målingernestemmer først overens efter enparallelforskydning langs dybde-aksen, således at effekten af over-og underkompaktion modvirkes.VCh: normalhastighedskurven forSkrivekridt (Ligning A-9). Lokali-sering af de danske boringer påFig. 13. Modificeret efter Japsen(1998).

N


14 ·

1000

2000

3000

4000

2000 3000 60005000

Dby

de, m

und

er jo

rdov

erfla

den

0

2720 3862 5500

900

1471

2250

2875

Hastighed, m/s

1000

2000

3000

40002000 3000 4000 60005000

Dyb

de, m

und

er jo

rdov

erfla

den

0

4875

Hastighed, m/s4000



a.

b.

Elna-1

23/27-6

23/26A-3Karl-1

49/1-2L-1

15/16-1

15/28-2

L16-4

13/28-2

38/24-1

N4-1

16/6-1

44/19-3S-1

Stenlille-6

7/11-1

16/29-2

K8-9

15/21-1M-1 21/24-1

F3-6

38/25-1

22/9-1

21/6-2

Elna-1

Stenlille-6

S-1

Karl-1

L-1

16/3-2

VDB

VCh N

VCh N

VCG

Hollandsk boringNorsk boringDiapirKvartær direkte på Skrivekridt

Britisk boringDansk boring

Dansk boringDiapirKvartær direkte på SkrivekridtUdeladt af semi-regional regressionsanalyse

Det Danske BassinVDB = 2421 + 1.07 • Z

Dansk CentralgravVCG = 2199 + 0.72 • Z

Fig. 11. Intervalhastighed for Skrivekridtgruppen afbildet mod midtpunktsdybde.a. Nordsøbassinet.b. Den danske del af Nordsøbassinet, samt to semi-regionale regressionslinier med mindre hastigheds-dybde gradienter end

VCh.De mest overfladenære datapunkter viser høj hastighed i forhold til dybden fordi Skrivekridtets dæklag er blevet eroderet. Dedybereliggende data viser lav hastighed delvis på grund af underkompaktion og overtryk og delvis på grund af højt siliciklastiskindhold i området syd for Vikinggraven. VCh: normalhastighedskurven for Skrivekridt (Ligning A-9), som er forskudt mod min-dre dybde med op til 210 m i forhold til den stiplede kurve der blev anvendt af Japsen (1998). Lokalisering på Fig. 13-15.

N

N


· 15

Hastighed, km/s

Dyb

de, k

m u

nder

jord

over

flade

n

0

1

2

3

2 3 4 5


VChN

S-1

L-1

Britisk boringDansk boringHollandsk boringNorsk boringTykt kvartær ogneogen anboret

15/28-2

21/6-2

16/29-2

16/6-1

Elna-1

Stenlille

Dan

Karl-1

L16-4

Ekofisk

S-1

44/19-3

38/24-1

L-1

UK

NDK

DNL

UTM zone 31100 km

SkrivekridtgruppenØvre Kridt – DanienHastighedsanomaliKonturinterval 1000 m/s

Afgrænsning af tertiære sedimenter (ekskl. Danien)Overlap mellem Skrivekridtgruppen og Shetlandgruppen

< -2500 -2500 – -1500 -1500 – -500 -500 – 500 500 – 1500 > 1500 ikke kortlagt boringsdata oliefelt lokalisering

Hastigheds-anomali

i m/s

Kbh.Edb.

59º

57º

55º

57º

55º

53º

4º 0º 4º 8º 12º

8º 12º0º 4º

2ºW 2ºE 6º 10º 14º

58º

56º

54º

10º6º2ºE2ºW

54º

53º

58º

56º

Fig. 12. Intervalhastigheden for Skrivekridtgruppen afbildetmod midtpunktsdybde for datapunkter brugt til at definereden reviderede standardkurve, VCh (Ligning 11). Standard-kurven skal følge den øvre grænse i diagrammet for data-punkter fra områder hvor kvartæret er tykt og neogene sedi-menter er tilstede. Selv små afvigelser fra maksimal begravel-sesdybde på grund af neogen erosion ville svare til en betyde-lig tykkelse af de manglende dæklag når kvartæret er tykt (Lig-ning 2). Data fra boringer i de hollandske blokke E, K, L, M ogP, de britiske blokke 29, 37, 38 og 44, de danske boringer L-1og S-1 samt boringer med maksimal lydhastighed for z>2 km(se Fig. 13). Den stiplede linie markerer den oprindeligestandardkurve (Japsen 1998). Modificeret efter Japsen (2000).

N

Fig. 13. Hastighedsanomalier for Skrivekridtet beregnet for boringer i Nordsøbassinet. Negative anomalier i den centrale Nordsøskyldes underkompaktion på grund af overtryk. Positive anomalier langs randen af bassinet skyldes overkompaktion på grundaf erosion af Skrivekridtets dæklag. Anvendelse af Ligning A-9 frem for den her anvendte standardkurve ville mindske depositive og øge størrelsen af de negative hastighedsanomalier med op til 400 m/s (se Fig. 11; Japsen 1998).


16 ·

13/28-2

47/29a-1

S-1

Elna-1

L-1

Kim-1

Mona-1

Cleethorpes-1

Borg-1

Frederikshavn-1

Stevns

Stenlille

Edb.Kbh.

UTM zone 31100 km

maks. begrav. 0 – -250 -250 – -500 -500 – -750-750 – -1000 > -1000ikke kortlagtboringsdatalokalisering

UK

NDK

DNL



Afgrænsning af tertiære sedimenter (ekskl. Danien)

Dybdeanomalii m

?

?

?

59º

57º

55º

53º

57º

55º

53º

4º 0º 8º 12º

8º 12º0º 4º

2ºW 2ºE 6º 10º 14º

58º

56º

54º

10º6º2ºE2ºW

54º

56º

58º

4º

Fig. 14. Dybdeanomalier for Skrivekridtet beregnet for boringer i Nordsøbassinet. Tykkelsen af det manglende dæklag øges vækfra det sen-kænozoiske depocenter i den centrale del af Nordsøen. Der er overensstemmelse mellem dybdeanomalierne forSkrivekridtet og alderen af prækvartæroverfladen: jo større anomali jo større er den manglende lagserie under de kvartæreaflejringer (Fig. 1). Anvendelse af Ligning A-9 frem for den her anvendte standardkurve ville mindske størrelsen af dybdeano-malierne med op til 210 m (se Fig. 11). Modificeret efter Japsen (1998).

Normalhastighedskurver forsedimentære bjergarter medensartet sammensætningFastlæggelsen af normalhastighedskurver for tre se-dimentære bjergartstyper er beskrevet i AppendiksA:

• Skrivekridt (Fig. 11, Ligning A-9)• Marine lersten domineret af smektit/illit (baseret

på data fra F-I led i Fjerritslev Formation; Fig. 16,Ligning A-10).

• Kontinentale lersten domineret af kaolin (baseretpå data fra Bunter Lersten; Fig. 17, Ligning A-11).Sammenlign med data fra Bunter Sandsten, Fig.18.

Standardkurven for Skrivekridt viser en moderat ha-stighedsstigning for dybder under 1 km, hvorefterhastighedsstigningen tager til for så igen at aftage for

dybder over ca. 1,5 km. Denne variation svarer til atporøsiteter på op til 40% typisk kan bevares i Skrive-kridtet før kalcit-cementering af Skrivekridtet sætterind med deraf følgende hastighedsstigning (Borre &Fabricius 1998, Japsen 1998).

Normalhastighedskurverne for de nedre-triassiskeog de nedre-jurassiske lersten er rekonstrueret ved atkorrigere de nuværende lagdybder for effekten af sen-kænozoisk erosion vurderet ud fra lydhastigheder forSkrivekridt (Fig. 19). Standardkurverne er såledesveldefineret for store dybder hvor det kan være sværtat finde data for normalkompakterede lersten. Ler-sten kendes ofte enten fra områder med dyb erosioneller fra dybder med højt overtryk. Standardkurvenfor marine lersten svarer til tidligere fremsatte for-muleringer, og dette må være udtryk for anvendelig-heden af hastighedsmodellen for Skrivekridt (Fig. 20).

Den stejle hastighedstilvækst for Bunter Lersten ien dybde nær 2 km afviger både fra den langsommestigning for de nedre-jurassiske lersten og for marinelersten i andre bassiner (Fig. 16, 17; f.eks. Hottmann


· 17

& Johnson 1965, Hansen 1996). Den højere hastighedfor Bunter Lersten kan tolkes som udtryk for at kom-paktion fører til bedre kornkontakt i denne forma-tion end i den nedre-jurassiske lersten. Mineralogi-ske forskelle kan være årsagen til at normalhastig-hedskurverne for de marine nedre-jurassiske lerstenog den kontinentale Bunter Lersten divergerer, menskurverne for Bunter Lersten og Bunter Sandstenkonvergerer for stor dybde (Fig. 17, 18). Bunter Ler-sten, der blev aflejret i et overvejende varmt og tørtkontinentalt miljø, er karakteriseret ved et højt kaolin-indhold, mens Fjerritslev Formationen, der blev af-lejret i marint miljø, er domineret af smektit og illit ien vis afstand fra det Skandinaviske grundfjeld dervar blottet i Tidlig Jura (Bertelsen 1980, Michelsen1989, Johnson, Warrington & Stoker 1994, H. Lind-green personlig meddelelse 1998). Kaolinindholdet ersåledes indikativt for afstanden til kildeområdet(Lindgreen 1991, Jeans 1995). Se diskussionen af

hastighedsvariationerne i Fjerritslev Formationen iJapsen & Bidstrup (1999).

Smektit/illit partikler er adskilt af vandmolekylerder er adsorberet til partiklerne, også når sedimenteter dybt begravet (van Olphen 1966, Bailey 1980). Detadsorberede vand kan derfor betyde svage mekani-ske kornkontakter i marint ler domineret af smektit/illit, og således forklare den lave lydhastighed vedstor dybde for sådanne sedimenter. Kaolin derimodhar kun lidt vand adsorberet og er opbygget af tykkesilikat-flager der er op til tusind gange større endsmektit/illit partikler (Bailey 1980). En lersten bestå-ende af tætpakkede kaolin-flager vil således kunnefå fysiske egenskaber der svarer til en konsolideretsandsten.

Illit og smektit er hovedkomponenterne i marinelersten og udgør op til 70% af lermineralerne i destørre sedimentære bassiner i dag, ligesom disse mi-neraler dominerer de kænozoiske aflejringer i Nord-

59º

57º

55º

54º

56º

58º

0º 4º2ºE

0º 2ºE

6º

4º 6º

57º

55º

58º

56º

54º

59º

0º 4º2ºE

0º 2ºE

6º

4º 6º

?

?

b.a.

15–20 10–15 5–10

< 5

Overtryki MPa

tryk baseret på testlokalisering

oliefelt

tryktest i sandsten over Skrivekridt(Elna-1)

tryk baseret påmuddervægt

Dybdeanomalii m

1500–20001000–1500500–1000

< 500boringsdata


Dybdeanomali> 500 m

Konturinterval 500 m


OvertrykKonturinterval 5 MPa

UTM zone 31100 kmUTM zone 31

100 km

Dybden til den midt-miocæne inkonformitet > 750 mkonturinterval 250 m

Udbredelsen af sandstenover Skrivekridtet

Overlap mellem Skrivekridt-og Shetlandgrupperne

Dan

Siri-1

Valhall

30/1C-3

16/28-1

16/2-1

16/1-3

Ekofisk

Elna-1

Mona-1

30/6-3

Joanne T-1

750

15001500

1000

1250

7501000

1250

UK N

DNL

DK

A B

Fig. 15. Overtryk i Skrivekridtet afgrænset ud fra trykmålinger og ud fra dybdeanomalier for Skrivekridtet i den centrale Nordsø.a. Formationsovertryk i Skrivekridtet.b. Dybdeanomalier beregnet for Skrivekridtet.Bemærk sammenfaldet mellem områdeerne præget af overtryk og positive hastighedsanomalier og det sen-kænozoiskedepocenter. Hvor paleocæne sandsten ligger over Skrivekridtet mod nordvest er Skrivekridtet normalkompakteret. Syd forVikinggraven er Øvre Kridt aflejringerne lerholdige, og her er dybdeanomalierne positive selvom sedimenterne er normal-kompakterede. Anvendelse af Ligning A-9 frem for den her anvendte standardkurve ville øge dybdeanomalierne med op til 210m (se Fig. 11). Sammenlign med dybdeprofilet på Fig. 24 fra A til B. Modificeret efter Japsen (1998).


18 ·

Felicia-1Skive-2

Års-1

Rønde-1

Felicia-1

Skive-2

Rønde-1

Års-1

Mors-1

Børglum-1

VNSh

VBShN

SHa

VNSh

Dyb

de k

orri

gere

t fo

r er

osio

n, k

m u

nder

jord

over

flade

n

F-I ledNedre Jura

Dyb

de i

dag,

km u

nder

jord

over

flade

na.

b.Hastighed, km/s

0

1

2

3

4

2 3 4 5

0

1

2

3

4

2 3 4 5

Hastighed, km/s

Dansk boringIngen skrivekridtdata

Dyb

de k

orri

gere

t fo

r er

osio

n, k

m u

nder

jord

over

flade

nD

ybde

i da

g, km

und

er jo

rdov

erfla

den

a.

b. Hastighed, km/s

Hastighed, km/s

Britisk boringDansk boringIngen skrivekridtdata

Bunter LerstenNedre Trias

0

1

2

3

4

5

6

2 3 4 5

0

1

2

3

4

5

2 3 4 5

41/8-141/18B-1

49/27-1

48/14-1

47/3-2

44/29-1A

Felicia-1

49/25-2

Tønder-5

Jelling-1

44/14-138/24-1

36/23-1

48/14-1

47/3-2

44/29-1A

Felicia-1

Jelling-1

Tønder-5

44/14-1

38/24-1

36/23-1 49/27-1

49/25-2

VBShN

VNSh M

BS

H

VBShN

Fig. 16. Intervalhastighed for Nedre Jura lersten afbildet modmidtpunktsdybde i boringer i Det Danske Bassin (F-I led,Fjerritslev Formation).a. Dybde i dag.b. Dybde korrigeret for sen-kænozoisk erosion estimeret ud

fra Skrivekridtets dybdeanomali i samme boring (hastig-hed afbildet mod palæo-dybde; se Fig. 19).

Standardkurven for Nedre Jura lersten, VSh, kan lettere bestem-mes hvis formationsdybderne korrigeres for den sene erosion(Ligning A-10). Bemærk overensstemmelsen mellem VSh ogstandardkurverne Ha (z<2,4 km) og S, foreslået af henholds-vis Hansen (1996) og Scherbaum (1982), VBSh: Bunter Lerstenstandardkurve (medtaget som reference, Ligning A-11). Mo-dificeret efter Japsen (2000) hvor boringslokalisering er angi-vet.

N

N


N

· 19

søbassinet og i Den Mexikanske Golf (Weaver 1989).Normalhastighedskurven for marine nedre-jurassiskelersten kan derfor anvendes mere generelt for marinelersten domineret af smektit/illit. Denne påstand støt-tes af forskellige observationer baseret på interval-hastigheder mellem 2000 og 2750 m/s:

• Overensstemmelsen mellem forslag til standard-kurver for nedre-jurassiske lersten og for kæno-zoiske lersten i Nordsøbassinet og delvis i DenMexikanske Golf (Fig. 20).

• Overensstemmelsen mellem det område i den cen-trale Nordsø hvor der er overtryk i Skrivekridtetog der hvor der er fundet underkompakterede,nedre-kænozoiske lersten baseret på hastigheds-anomalier (Fig. 9).

Fastlæggelse af begrænsningerne for denne generali-sering kræver nærmere undersøgelser af forskelle if.eks. lermineralogi, varmestrøm, lydhastighed ogdybde mellem forskellige formationer og sedimen-tære bassiner.

Fig. 17. Intervalhastighed for Bunter Lersten afbildet modmidtpunktsdybde for boringer i Det Danske Bassin og i densydlige engelske Nordsø.a. Dybde i dag.b. Dybde korrigeret for sen-kænozoisk erosion estimeret ud


Standardkurven for Bunter Lersten, VBSh, kan lettere bestem-mes hvis formationsdybderne korrigeres for den sene erosion(Ligning A-11). Tidligere forslag til standardkurver afviger væ-sentligt fra den her foreslåede. Dette skyldes dels bestemmel-sen af data der repræsenterer normalkompaktion og dels til-ordningen af matematiske udtryk der fører til uendelig ha-stighed i stor dybde. BS: Bulat & Stoker 1987, H: Hillis 1995,M: Marie 1975; se i øvrigt Fig. 16. Modificeret efter Japsen(2000) hvor boringslokalisering er angivet.

Bunter SandstenNedre Trias

Dyb

de k

orri

gere

t fo

r er

osio

n, k

m u

nder

jord

over

flade

nD

ybde

i da

g, km

und

er jo

rdov

erfla

den

a.

b.2 3

Hastighed, km/s

2 3 4 5Hastighed, km/s

0

1

2

3

4

5

0

1

2

3

4

5

6

4 5

Britisk boringDansk boringIngen skrivekridtdata

44/29-1A

Tønder-5

Jelling-1

44/14-148/14-1

49/27-1

S-1

Felicia-1

Mors-1

Rønde-1

47/3-2

41/8-1

41/18B-1

47/3-2

44/29-1A

Felicia-1

Tønder-5

Jelling-1

Stina-144/14-1

48/14-1

49/27-1

S-1

Rønde-1

VBShN

VNSh

VBShN

SH

BS

Fig. 18. Intervalhastighed for Bunter Sandsten afbildet modmidtpunktsdybde for boringer i Det Danske Bassin og i densydlige engelske Nordsø.a. Dybde i dag.b. Dybde korrigeret for sen-kænozoisk erosion estimeret ud


Sammenhængen mellem hastighed og palæo-dybde for BunterSandsten svarer til standardkurven for den kaolin-domine-rede Bunter Lersten, VBSh. En lersten bestående af tætpakkedekaolin-flager har således fysiske egenskaber der svarer til enkonsolideret sandsten. BS: Bulat & Stoker 1987, H: Hillis 1995;se i øvrigt Fig. 16. Modificeret efter Japsen (2000) hvor borings-lokalisering er angivet.


N

N

20 ·

?

?

NeodZB

Dyb

de, k

mD

ybde

, km

Tid, mio. år

Tid, mio. år

Maks. begravelseKendt stratigrafiBorteroderedesedimenter

Kænoz.Mesozoikum

Kænoz.Mesozoikum Dyb

de

Dyb

de

Hastighed HastighedSkrivekridt Trias. lersten

Samtidig maksimal begravelse af Skrivekridt og triassisk lersten

Neogen erosion af dæklagene til den mesozoiske lagserie, NeodZB

Maksimal begravelse af triassisk lersten før Skrivekridtet blev aflejret

Skrivekridt

Triassisk lersten

dZB

dZB

dZB

dZB

dZB

VN

dZB

VN

Dyb

de

Dyb

de

dZB

VN

-dZB

VN

Hastighed Hastighed

B.

Trias. lersten

Tr

1. Estimér maksimal begravelse af triassisk lersten ved at korrigere for neogen erosion vurderetudfra Skrivekridt data, dZB.

2. Identificér standardkurve for triassiske lersten, VN,

udfra data korrigeret til maksimal begravelse.

A.

1. Beregn dybdeanomali for triassisk lersten dZB i forhold til standardkurve for lersten, VN.

2. Identificér triassiske data der tyder på dyb præ-Skrivekridt erosion, -dZB < -dZB.

B. Identificér mulig dyb erosion:

A. Identificér standardkurve:

Hiatus

Tr

Ch

Tr

Ch

Ch

Ch

Ch

Ch

Tr

Skrivekridt

Ch

Ch

Tr

Ch

Tr

Tr

Tr

Tr

Dyb

de, k

m u

nder

jord

over

flade

n

Intervalhastighed, km/s

Gas

Erosionaf dæklag

Overtryk

*Øvre og **nedre Nordsøgruppe*Øvre Miocæn – Kvartær og

**Øvre Paleocæn – nedre Miocæn

Boringsdata

Effekt på hastigheds-dybde anomali

Sand

0

1

2

3

1,5 2,0 2,5 3,0 3,5

HJ Ch He

S

HaVSh N

Fig. 20. Sammenligning af normal-hastighedskurver for marine ler-sten. Forskydningen i dybde-retningen er mindre end 100 m fortre af nordsøkurverne, Ha, S og VSh

for z<2,4 km. Disse kurver krydsertilsvarende kurver for Den Mexi-kanske Golf for de dybder hvor defleste data foreligger. Ch: Chapman(1994), Den Mexikanske Golf, Ha:Hansen (1996), øvre-jurassiske–miocæne lersten, norsk Nordsø, He:Herring (1973), palæogene–neogenelersten, Nordsøen, HJ: Hottmann &Johnson (1965), hovedsagelig øvre-kænozoiske lersten, Den Mexikan-ske Golf, S: Scherbaum (1982), ned-re-jurassiske lersten, Det Nordvest-tyske Bassin, VSh: Nedre-jurassiskelersten, Danmark (Ligning A-10).Modificeret efter Japsen (1999).

Fig. 19. Skematisk indsynkningsdiagram der illustrerer forholdet mellem dybdeanomalierne for Skrivekridt og triassisk lersteni den samme boring, dZCh og dZTr. Enten var de to enheder maksimalt begravet samtidig eller også var den nederste enhedmaksimalt begravet allerede inden Skrivekridtet blev aflejret. Den sidste situation er f.eks. mulig hvis erosion i starten af SenKridt har fjernet tykke Jura–Nedre Kridt aflejringer.a. Standardkurven for de triassiske lersten, VTr, kan nemmere fastlægges hvis dybden til disse aflejringer korrigeres for den sen-

kænozoiske erosion ud fra dybdeanomalien for Skrivekridtet.b. Områder med dyb erosion før Skrivekridtet blev aflejret kan identificeres hvor størrelsen af trias-anomalien er større end

Skrivekridt-anomalien.Modificeret efter Japsen (2000).

B B

N


N

N

· 21

Den regionale fordeling afhastighedsanomalier iNordsøbassinetHastighedsanomalierne for Skrivekridtet fordeler siginden for klart afgrænsede områder i Nordsøbassi-net, og denne fordeling kan forklares med forskelle iden kænozoiske indsynkningshistorie (Fig. 5, 13):

1. Positive hastighedsanomalier langs randen af bas-sinet. Her er Skrivekridtet overkompakteret oganomalierne afspejler den sen-kænozoiske erosionaf dæklagene (Ligning 2, Fig. 1). Sammenlign medafsnittet ‘Neogen landhævning og erosion langsranden ad Nordsøbassinet’ og dybdeanomali-kor-tene (Fig. 14, 21).

2. Hastighedsanomalier nær nul i en overgangszonehvor Skrivekridtet er normalkompakteret.

3. Negative hastighedsanomalier midt i Nordsøen.Skrivekridtet er underkompakteret i den centraleog sydlige del af Nordsøen og anomalierne er etmål for overtryk i Skrivekridtet (Ligning C-2). Modnord fører siliciklastisk indhold i Skrivekridtet tilen reduktion af dets lydhastighed. Sammenlignmed afsnittet ‘Overtryk i formationerne i den cen-trale Nordsø’ og dybdeanomali- og overtrykskor-tene (Fig. 15).

Dybdeanomalierne for Nordsøgruppen fordeler sigpå tilsvarende vis i Nordsøbassinet, men fordelingenfremtræder tydeligst for den nedre del af Nordsø-gruppen, da den øvre del er normalkompakteret (Fig.9). Afgrænsningen af overtrykszonen midt i Nord-søen er veldefineret ud fra data fra den nedre Nord-søgruppe, som i dette område er kendetegnet vedstore mægtigheder af lersten. Langs randen af Nord-søbassinet er sandsten og siltsten imidlertid hyppigei de palæogene aflejringer, hvorfor hastighedsanoma-lier kun vil være et mål for erosion, hvis intervallermed rene lersten udskilles (Hansen 1996).

Neogen landhævning og erosionlangs randen af NordsøbassinetSkrivekridtgruppen er overkompakteret langs Nord-søbassinets vestlige og østlige rand, fordi Skrivekrid-tets dæklag er blevet eroderet. Denne konklusionunderbygges for det første af at dybdeanomaliernebestemt ud fra hastigheder for Skrivekridtet svarertil estimater af erosionen bestemt ved andre metoder(Hillis 1995, Japsen 1998, Japsen & Bidstrup 1999). For

det andet er der er en tydelig overensstemmelse mel-lem størrelsen af dybdeanomalierne og prækvartær-overfladens alder: jo større dybdeanomalier jo størreer den manglende lagserie under de kvartære aflej-ringer (Fig. 1, 14). Denne overensstemmelse indike-rer ydermere at erosionen fandt sted i neogen tid, idetde kvartære aflejringer ligger inkonformt oven på deneroderede, ældre lagpakke der også omfatter miocæneaflejringer (Fig. 4). Denne omtrentlige datering af ero-sionen er også i overensstemmelse med et andet ræ-sonnement: den maksimale begravelse af Skrive-kridtet må naturligvis have fundet sted i løbet afKænozoikum. Og da det må have taget nogen tid ataflejre de tykke dæklag der mangler ovenpå kalken,må erosionen være påbegyndt relativt sent i perio-den, dvs. i neogen tid (Japsen 1997). Det er dog sværtat adskille den erosion der blev forårsaget af den neo-gene landhævning fra den glaciale erosion fra midt-Pliocæn (ca. 2.4 Ma, Zagwijn 1989).

Den store arealmæssige dækning af skrivekridtdatagør det muligt at påvise en sammenhæng mellem deenkeltområder for hvilke der er påvist erosion i an-dre studier, og specielt at erosionen omfattede bådeden vestlige og den østlige rand af Nordsøbassinet(f.eks. Bulat & Stoker 1987, Jensen & Schmidt 1992,Japsen 1993, Hillis 1995, Hansen 1996).

Det Skandinaviske Fjeldplateau og DenSydsvenske Dome

Den sen-kænozoiske erosion langs Nordsøbassinetsøstlige rand begyndte i forbindelse med den neogenelandhævning af Skandinavien og er efterfølgendeuddybet af glacial erosion (f.eks. Stuevold & Eldholm1996). Skandinaviens topografi kan opdeles i tre højt-liggende grundfjeldsområder eller domer der alle erdannet i Kænozoikum (Lidmar-Bergström 1999): dennordlige og den sydlige del af Det SkandinaviskeFjeldplateau (engelsk: the Scandes) samt Den Syd-svenske Dome, der kulminerer syd for Vättern (mak-simale højder på henholdsvis 2110, 2540 og 380 m overhavniveau; Fig. 22). Kendskab til de to sydlige domersopståen baseret på geomorfologiske studier er såle-des vigtig for forståelsen af udviklingen af den øst-lige del af Nordsøbassinet.

Der er udbredt enighed om, at hævningen af densydlige del af Det Skandinaviske Fjeldplateau fandtsted i to faser, en i Palæogen og en i Neogen (f.eks.Peulvast 1985, Riis 1996, Solheim et al. 1996, Lidmar-Bergström, Ollier & Sulebak 2000). Derimod kan tids-rummet for hævningen af Den Sydsvenske Dome kunindsnævres til Kænozoikum ud fra geomorfologiskeobservationer (se Lidmar-Bergström 1999). Japsen &Bidstrup (1999) fandt imidlertid at det tidsinterval


22 ·

0º 4º

58º

56º

54º

0º 4º

58º

56º

54º

0º 4º

58º

56º

54º

> >

>

maks. begrav. 0 – -250 -250 – -500 -500 – -750-750 – -1000 -1000

Dybdeanomalii m

750 500 – 750 250 – 500 250

Lagtykkelsei m

750 – 1000 500 – 750 250 – 500 0 – 250 maks. begrav.

>

> 1000

Lagtykkelsei m


Kvartærets mægtighedKonturinterval 250 m

Manglende dæklagKonturinterval 250 m

c.

b.

a.

UTM zone 31

200 km

UTM zone 31

200 km

UTM zone 31

200 km


Fig. 21. Estimat af mægtighedenaf dæklagene fjernet af sen-kænozoisk erosion langsNordsøbassinets vestlige ogøstlige rand.a. Dybdeanomali for den

mesozoiske lagpakke.b. Mægtigheden af de kvartære

lag = pålejringen efter densen-kænozoiske erosion.Sammenstillet af Japsen(1998).

c. Mægtigheden af dæklagenefjernet af den sen-kænozoi-ske erosion (Ligning 2).

Erosionsdybden øges modNordsøbassinets rand, menspålejringen efter erosionen øgesmod bassinets center, således atmægtigheden af de manglendedæklag her er større endværdien af dybdeanomalien (seFig. 6). Dybdeanomalierne i dendanske sektor er beregnet påbasis af bassinmodellering ogsonic-data fra flere intervaller(Japsen & Bidstrup 1999), i densydlige del af den engelskesektor er værdierne beregnet udfra sonic data for Skrivekridt ogfor Bunter Ler- og Sandsten(Japsen 2000), i øvrigt er debaseret på dybdeanomalier forSkrivekridt beregnet i forholdtil standardkurven angivet iLigning A-9. Kun for dendanske sektor er mægtighedenaf de manglende dæklagbaseret på addition af værdi-erne, boring for boring.

· 23

inden for hvilket Den Sydsvenske Dome blev dannetkunne præciseres til at være den neogene periode,fordi de nærliggende områder i det østlige Danmarkblev udsat for omfattende neogen erosion. Skiftet iretningen for sedimentationstransport fra nord tilnordøst i løbet af Miocæn i den nordøstlige del afNordsøbassinet er også i overensstemmelse med den-ne konklusion (Fig. 22; Clausen et al. 1999).

Størrelsen af den sen-kænozoiske erosion i Dan-mark tiltager i retning mod grundfjeldsområderne iNorge og Sverige i overensstemmelse med det stadigdybere snit i prækvartæroverfladen i samme retning,hvor den dybeste erosion er foregået på Skagerrak-

Kattegat Platformen (Fig. 22). Her mangler ca. 1000m sedimenter der må have bestået af ca. 500 mpaleocæne–miocæne aflejringer i lighed med områ-det syd for Platformen, samt yderligere ca. 500 m dermå have bestået af Skrivekridt der hvor de nedre deleaf kridtet stadig er bevaret. Dette spring i erosions-dybden er udtryk for en relativ bevægelse af Skager-rak-Kattegat Platformen, sandsynligvis forårsaget afdens nærhed til Sverige. Japsen & Bidstrup (1999)konkluderede således at den sen-kænozoiske erosioni Danmark er i overensstemmelse med neogen land-hævning af den sydlige del af Det SkandinaviskeFjeldplateau og af Den Sydsvenske Dome.

Pliocæn

Miocæn

Palæogen ekskl. Danien


Præ-Øvre KridtSedimenternes hovedtransportretning

Sub-kambrisk peneplan

Konturinterval 25 m

Forkastningsspor

(angivet hvor prækvartærets alder erældre end Sen Kridt)

Grundfjeldets landskabsformer Landoverfladens højdePrækvartærets alder

Sub-kretassiske småbakker

Kænozoisk erosionsflade

Centrale dele af Den Sydsvenske Dome

0 200100 300 400 m

Sen Miocæn

Olig

. -T

idlig

Mio

c.

Pliocæn

Vät

tern

STZ

SKP

100 kmUTM zone 32

Prækvartær geologiog grundfjeldetslandskabsformer

55º

8º 12º 16º

57º

Fig. 22. Den prækvartære geologi i det sydlige Skandinavien. Skiftet i sedimentationsretning i Mellem Miocæn er i overensstem-melse med neogen hævning af Den Sydsvenske Dome (se Clausen et al. 1999). Bemærk det stadig dybere snit i prækvartærover-fladen ind mod Norge og Sverige svarende til kraftig sen-kænozoisk erosion (Fig. 21c). SKP: Skagerrak-Kattegat Platformen,STZ: Sorgenfrei-Tornquist Zonen. Modificeret efter Japsen & Bidstrup (1999).


24 ·

De Britiske Øer

Den neogene erosion har påvirket både den østligeog den vestlige side af Nordsøen. Mens den neogeneerosion langs den norske kyst har været et fast ud-gangspunkt for geologer i den seneste halve snes år,har størrelsen og det tidsmæssige forløb af denkilometerdybe kænozoiske erosion af De Britiske Øerværet omdiskuteret (f.eks. Hall 1991, Holliday 1993).Japsen (1997) påpegede at erosionen af De BritiskeØer måtte havde fundet sted i både palæogen ogneogen tid ud fra en sammenstilling af en række of-fentliggjorte studier. Den maksimale begravelse af demesozoiske sedimenter fandt således sted i neogentid i det område der nu er dækket af Skrivekridt, mensden fandt sted i palæogen tid i de nuværende land-områder mod vest. Modellen om erosion i to faserkan således gøre rede for at erosionen af De BritiskeØer generelt påbegyndtes i paleocæn tid (f.eks. Green1989), samtidig med at det nu borteroderede sedi-mentdække ovenpå Skrivekridtet blev afsat i den vest-lige Nordsø.

Langs Sole Pit aksen i den sydlige engelske Nordsøer størrelsen af dybdeanomalierne for Bunter Ler- ogSandstens formationerne højere end for Skrivekridtet(se Fig. 2, 19; Japsen 2000). Derfor har de nedre-trias-siske aflejringer sandsynligvis været maksimalt be-gravet før kraftig erosion i Sen Kridt (eller lokalt i denseneste del af Jura) fjernede mere end 2 km Jura–

Nedre Kridt sedimenter (eller lokalt Trias–Jura sedi-menter). Dybdeanomalierne for Skrivekridtet og denedre-triassiske sedimenter er omtrent ens i resten afden sydvestlige Nordsø, hvor begge niveauer varmaksimalt begravet inden sen-kænozoisk erosion påop til 1 km af hovedsagelig kænozoiske sedimenter.

Årsagerne til den neogene landhævning ogindsynkning

I løbet af de senere år er det blevet klart at land-områderne i det nordatlantiske region er blevet på-virket af markante vertikale bevægelser i neogen tid,men også at der ikke er nogen klar forståelse af årsa-gerne – der findes f.eks. ikke nogen alment accepte-ret teori om hvordan Det Skandinaviske Fjeldplateauer opstået. Neogen landhævning og erosion har på-virket næsten alle kontinentalrande i området (ogsåVest- og Østgrønland) og også langt ind på det euro-pæiske kraton, samtidig med at der er foregået acce-lereret indsynkning af mange bassincentre i sen-kænozoisk tid (Fig. 23; f.eks. Kooi, Hettema & Cloe-tingh 1991, Chalmers 2000, Mathiesen, Bidstrup &Christiansen 2000).

En model der kan forklare disse stor-skala fæno-mener, må adskille følgerne af den palæogene land-hævning langs pladegrænser fra eftervirkningerne af

Palæogene sedimenter

Palæogene basalter

Præ-kænozoiske bjergarter

Sen-kænozoisk depocenter/indsynkning

Neogen landhævning

Neogene sedimenter/Sen-kænozoiskevulkanske bjergarter

500 km

30ºW 0º 30ºE60º90º 60º

65º

60º

55º

50º

Prækvartær geologi

Fig. 23. Den prækvartære geologi idet nordatlantiske område med mar-kering af områder med henholdsvissen-kænozoisk landhævning og ind-synkning. Præ-kænozoiske bjerg-arter er generelt blottet på landjor-den, mens de prækvartære sedimen-ter i havområderne generelt er neo-gene. Mellem disse to områder fin-des hældende lag af palæogen ogældre alder der langs mange kyst-linier er afskåret af erosive inkonfor-miteter. Denne konfiguration er ioverensstemmelse med neogen hæv-ning af landmasserne. Sammenstilletaf Japsen & Chalmers (2000) som an-giver henvisninger til de arbejder derer lagt til grund for udarbejdelsen afkortet.


· 25

den neogene landhævning der kan følges langt fraaktive pladegrænser, og den må samtidig inddragedet observerede indsynkningsmønster nær landom-råderne. En sådan model må tilpasses regionale ob-servationer ud fra uafhængige metoder og ikke kundata fra et enkelt område. I stedet for at søge at for-klare disse fænomener med en enkelt mekanisme, måen model givetvis basere sig på en kombination afflere processer: mekaniske og fasemæssige ændrin-ger i Jordens kappe, ændrede pladebevægelser derfører til spændinger mellem kontinentalpladerne,isostatisk landhævning forårsaget af erosion og en-delig fald i det globale havniveau (se f.eks. Clift,Carter & Hurford 1998, Cloetingh et al. 1990, Riis &Fjeldskaar 1992, Rohrman & van der Beek 1996,Dimakis et al. 1998). Den sen-kænozoiske erosion måimidlertid have taget udgangspunkt i tektoniske be-vægelser, idet erosionen bl.a. er forårsaget af fæno-mener som den relative bevægelse af Skagerrak-Kat-tegat Platformen og dannelsen af Den SydsvenskeDome (Japsen & Bidstrup 1999).

Overtryk i formationerne i dencentrale NordsøI en oversigt over de mekanismer der kan skabe over-tryk opstillede Osborne & Swarbrick (1997) tre ho-vedkategorier: 1. kompaktionsuligevægt, dvs. ineffek-tiv reduktion af rumfang efter en påført ydre spæn-ding, 2. rumfangsudvidelse af porevæsker eller afbjergartsmatricen og 3. hydraulisk kommunikation ogkulbrinters opdrift (forårsaget af at kulbrinter harmindre massefylde end vand). Desuden skal overfør-sel af overtryk opstået andre steder tages i betragt-ning (engelsk: transference). Ifølge disse forfattere erde vigtigste mekanismer kompaktionsuligevægt ogrumfangsudvidelse som følge af gasdannelse. Se ennærmere diskussion af overtryk og underkompaktioni Appendiks C.

Overtrykket i Skrivekridtet i den centrale Nordsøer interessant i et videre perspektiv, fordi det er mu-ligt at kortlægge overtrykket ud fra talrige tryk-målinger, og fordi antallet af mulige kilder til over-trykket er begrænset (Fig. 15). Rumfangsudvidelsekan udelukkes som kilde til overtryk, fordi der ikke

20 30 40 50

Formationstryk, MPa

2,0

2,5

3,0

3,5

Dyb

de, k

m u

nder

hav

nive

au

1,5

7 MPa

13 MPa

9 MPa


Dansk boringNorsk boring

Britisk boring

C

PEkofisk

S = 2,08 g/cm 3 mwe (0,90 psi/f)

PH = 1,02 g/cm

3 mw

e (0,44 psi/f)

AB

Valhall

Elna-1

Dan

16/2-1

16/1-3

16/29C-7

16/28-1

30/6-3

Nora-1

T-1

Ruth-1

Mona-1

Ekofisk

Albuskjell

30/1C-3

Fig. 24. Formationstryk i Skrive-kridtet afbildet mod dybde i den cen-trale Nordsø. Linierne A, B og C mar-kerer geografisk sammenhængendeområder i dansk Centralgrav hvorovertrykket er forholdsvis konstant,henholdsvis 7±1, 9±1 and 15±1 MPa.Disse områder kunne derfor tolkessom udtryk for hydraulisk kommu-nikation i kalken, såkaldte trykceller(sammenlign med Bradley & Powley1994). Områderne skal dog snarereforklares ved den overliggendeNordsøgruppes ensartede egenska-ber inden for hvert af områderne, ogdermed følgende ensartede belast-ning og underkompaktion. PEkofisk:sammenhæng mellem tryk og dybdefor norske kalkfelter i Ekofisk-områ-det. Vertikal tryk-kommunikation ioliefasen er en mulig forklaring pådet tilsyneladende fald i overtrykmed dybden i Ekofisk-området. For-klaring af symboler i Tabel 2. Loka-lisering på Fig. 15. Modificeret efterJapsen (1998).


26 ·

er kildebjergarter i Skrivekridtet, og fordi der kun ersmå mængder ler til frigivelse af vand under minera-logiske ændringsprocesser (Cayley 1987, Kennedy1987). Endvidere er rumfangsudvidelse som følge afopvarmning af vand (f.eks. Hunt 1990) ikke relevantfor den relativt permeable kalk da denne mekanismeforudsætter næsten komplet forsegling (Osborne &Swarbrick 1997). Kompaktionsuligevægt er såledesblevet foreslået som hovedkilden til overtryk i Skrive-kridtet og de ovenliggende lersten (Carstens 1978,D’Heur 1993, Hall 1993, Japsen 1994, 1998).

Overtryk på grund afkompaktionsuligevægt

Det sen-kænozoiske depocenter i den centrale Nordsøer karakteriseret ved sammenfald af to uafhængigeobservationer: overtryk i Skrivekridtet og underkom-paktion af såvel den nedre Nordsøgruppen som afSkrivekridtet (manifesteret ved positive dybdeanoma-lier for disse niveauer, dvs. relativt lave lydhastighe-der; Fig. 8c, 9c, 15). Området med overtryk i Skrive-kridtet kan afgrænses ud fra lydhastighederne i krid-tet i den centrale og sydlige del af Nordsøen, menikke syd for Vikinggraven hvor Skrivekridtet overlap-per med lersten fra Shetlandgruppen (Johnson & Lott1993). Derimod kan overtrykket i Skrivekridtet tyde-ligt afgrænses på basis af lydhastighederne i de over-liggende lersten, hvorfra der naturligvis ikke findestrykmålinger. Endvidere ses det at overtrykket op-hører mod nordvest hvor paleocæne sandsten over-lejrer Skrivekridtet (f.eks. Cayley 1987, Darby, Has-zeldine & Couples 1996, Osborne & Swarbrick 1997).

Det geografiske sammenfald mellem det sen-kæ-nozoiske depocenter, overtryk og underkompaktionunderstreger at overtrykket hovedsageligt er forår-saget af kompaktionsuligevægt. Sedimenterne forhin-dres i at kompaktere normalt når vægten af dæklag-ene øges i et hurtigere tempo end porevæsken er istand til at forlade sedimenterne i, fordi lerstenene iden nedre Nordsøgruppe har lav permeabilitet (Fig.24). Således kan 91% af overtrykket i Skrivekridtetforklares ud fra størrelsen af dybdeanomalierne forSkrivekridtet, og endvidere er overtrykket i sammestørrelsesorden som den effektive belastning udøvetaf den øvre Nordsøgruppe (Ligningerne C-1, C-2; seogså Appendiks A). Dette underbygger den konklu-sion at overtrykket overvejende skyldes under-kompaktion forårsaget af den hurtige, sene ind-synkning i den centrale Nordsø. I gennemsnit svarerdybdeanomalierne for den nedre Nordsøgruppe til74% af det overtryk der er målt i den underliggendekalk (Ligning C-2). Denne relativt lave grad af under-kompaktion er formentlig udtryk for den lettere

afdræning af lerstenene end af den underliggendekalk (se også Appendiks A).

Andre kilder til overtryk

Yderligere to kilder bidrager væsentligt til overtryk-ket i Skrivekridtet. Dels omfordeling af overtryk skabtved rumfangsudvidende processer i de kulbrintedan-nende lag under Skrivekridtet, og dels opdrift forår-saget af indtrængning af kulbrinter der har mindremassefylde end vand (Fig. 25). Begge processer kansåledes bidrage til at overtrykket i Skrivekridtet erstørre end dets grad af underkompaktion vurderetud fra hastighedsdata. Dette forhold betyder at over-trykket må være steget, og at Skrivekridtet dermedmå være blevet aflastet (engelsk: unloaded) efter atdet var udsat for maksimal belastning – måske fordiformationsvæsken i Skrivekridtet er blevet tilførtvæsker fra de jurassiske kulbrinte-køkkener. Tilste-deværelsen af tensionsfrakturer i Skrivekridtet er ioverensstemmelse med denne tolkning (Watts 1983).I Ekofisk-området bidrager lodret trykkommunika-tion i oliefasen til de meget høje overtryk der er ob-serveret her (Fig. 24; se Megson, Japsen & Caillet1998).

Skrivekridtet som en regional akvitard

Den øvre Nordsøgruppes belastning af de underlig-gende lag skaber overtryk, men det er den nedreNordsøgruppes mægtighed og forseglingsegenskaberder bestemmer i hvilken grad overtrykket bliver til-bageholdt i de nedre-kænozoiske lersten og i Skrive-kridtet (se Fig. 25; Japsen 1998, 1999). Når fordelin-gen af sedimenter i Skrivekridtets dæklag bestemmerdets overtryk, må vandrette væskestrømme i Skrive-kridtet være meget begrænsede i regional målestok.Den dominerende transportretning for den porevæskeder presses ud af Skrivekridtet når det kompakterer,må derfor være lodret, dvs. igennem de overliggendekænozoiske sedimenter. Lodret migration gennemdisse lersten kommer bl.a. til udtryk ved forekom-sten af såkaldte gasskyer over større antiklinale struk-turer i området (f.eks. Cayley 1987, Megson 1992,Caillet et al. 1997). Skrivekridtet kan derfor betragtessom en akvitard i regional skala i den centrale Nordsø,d.v.s en formation der hæmmer væskebevægelser.Dette resultat er i overensstemmelse med studier fraden britiske og norske sektor (Cayley 1987, Darby,Haszeldine & Couples 1996, Caillet et al. 1997).

Den hydrodynamiske teori om langdistancemigra-tion af formationsvand og kulbrinter i Skrivekridtet iden danske del af Centralgraven må afvises på dette


· 27

grundlag (Damtoft et al. 1992, Megson 1992). Det pa-radoks at Skrivekridtet lokalt udgør en akvifer ogdermed en reservoirbjergart, mens det i regional sam-menhæng er en akvitard, kan måske forklares ved for-værring af permeabiliteten væk fra de anborede kalk-felter og ved diskontinuitet af permeable lag. Ende-lig kan det forhold at overtrykket i Skrivekridtet erret konstant inden for områder der er ca. 40 km i dia-meter, forklares med ensartetheden af de kænozoi-ske dæklag inden for disse områder og således ikketages som udtryk for eksistensen af trykceller indenfor hvilke der er hydraulisk kommunikation (Fig. 24,25; sammenlign med Bradley & Powley 1994).

Overtrykket i Skrivekridtet reduceres i alle retnin-ger væk fra det sen-kænozoiske depocenter (Fig. 15).Dette trykfald betyder at der findes et potentiale forvandret migration igennem Skrivekridtet, men dettempo migrationen kan finde sted i, afgøres afakviferernes mægtighed, deres permeabilitet og af denhydrauliske forbindelse mellem mulige akviferer.Disse relationer er tilsyneladende ikke optimale forSkrivekridtet i regional sammenhæng, men de vand-rette trykgradienter er afgørende for den langdistan-cemigration, der f.eks. kan finde sted i paleocænesandsten. Fundet af kulbrinter i Siri-1 boringen, 25km øst for Centralgraven, påviste således migrationfra de jurassiske kildebjergarter i Centralgraven(Danish Energy Agency 1996). I et kulbrintesystemhvor den dominerende migrationsretning er lodret,bliver transport af kulbrinter langs forkastningsplanergivetvis afgørende (se f.eks. Darby, Haszeldine &Couples 1996).

Sammenfattende kan det siges at overtrykket iSkrivekridtet og i den nedre Nordsøgruppe i den cen-trale Nordsø er resultatet af en balance mellem sedi-mentationsraten på havbunden og den hastighedhvormed formationsvæskerne presses ud gennem denedre-kænozoiske aflejringer, samtidig med at væskertilføres fra sedimenterne under Skrivekridtet.

KonklusionForskellen mellem normalhastighedskurver for Skri-vekridt, marine lersten domineret af smektit/illit ogkontinentale lersten domineret af kaolin kan relaterestil forskelle i kompaktionsforløbet for disse bjergarterbetinget af deres mineralogi. Det er således muligt atstudere de fysiske egenskaber for ensartede sedimen-tære bjergarter ved at undersøge hvordan lydhastig-heden i sedimenterne øges gennem normalkompak-tion i det store laboratorium som Nordsøbassinet ud-gør.

Nordsøbassinet

Mid NorthSea High

Central-graven

Ringkøbing –Fyn Højden

∆P

A B

Zup

Zlow

∆Ptrans

midt-miocæn ink.

50 km

1

4km

2

3

σup ≥ ∆Pcomp

V Ø

+ ∆Pbuoy

∆Pcomp

+ ∆Ptrans

= ∆P

0

?

}}

}

σup, den effektive vægt af den

Øvre Nordsøgruppe

Nedre Nordsøgruppe

Paleocæne sandsten

Skrivekridtgruppen

øvre Nordsøgruppe

Øvre Jura – Nedre Kridt

LEGENDE

Migration af væske

Fig. 25. Dybdeprofil med angivelse af de faktorer der bestem-mer overtrykket i Skrivekridtet, ∆P, og mulighederne for ver-tikale eller laterale væskebevægelser i Nordsøbassinet. Ho-vedparten af overtrykket skyldes underkompaktion forårsa-get af den hurtige aflejring af den øvre Nordsøgruppe. Formati-onsvæsken i Skrivekridtet (og i den nedre Nordsøgruppe) kanikke presses så hurtigt ud af bjergarterne at kompaktions-ligevægt har indstillet sig. Overtryk på grund af underkom-paktion: ∆Pcomp (Ligning C-2), overtryk på grund af omforde-ling af overtryk: ∆Ptrans, og overtryk på grund af opdrift: ∆Pbuoy.Profilet er fra A til B på Fig. 15. Modificeret efter Japsen (1998).


28 ·

Intervalhastigheder bliver rutinemæssigt bestemti alle dybe boringer, og det har derfor været muligt atudarbejde kort over hastigheds-dybdeanomalier iNordsøbassinet for Skrivekridtet og for de kænozoi-ske sedimenter over og under den midt-miocæneinkonformitet. Disse kort viser et sammenhængendeanomalimønster for Skrivekridtet og den nedreNordsøgruppe, mens den øvre Nordsøgruppe er nærnormalkompaktion. Dybdeanomalierne, der variererindenfor ±1 km, afspejler primært to fysiske proces-ser, der har ført til afvigelser fra normalkompaktion:

1. Fjernelse af op til 1 km tykke aflejringer langs bas-sinets vestlige og østlige rand. Erosionen påbe-gyndtes med landhævningen af Skandinavien ogDe Britiske Øer i neogen tid og blev uddybet afglaciale processer. Årsagerne til landhævningen,der påvirkede hele det nordatlantiske område, erendnu uafklarede, men at de tog udgangspunkt ibevægelser af jordskorpen er bl.a. dokumenteretmed det materiale der er fremlagt her.

2. Overtryk på omkring 10 MPa i lagene under denmidt-miocæne inkonformitet på grund af kompak-tionsuligevægt i den centrale Nordsø. Denne uli-gevægt er betinget af den hurtige aflejring af deøvre-kænozoiske sedimenter og den langsommeafdræning af de underliggende sedimenter, be-stemt af mægtigheden og de forseglende egenska-ber af de nedre-kænozoiske aflejringer. Overtryk-ket i Skrivekridtet er således primært bestemt afdæklagenes egenskaber, og vandrette væske-strømme i Skrivekridtet må derfor være begræn-sede i regional målestok.

Mægtigheden af fjernede dæklag kan generelt vur-deres ud fra Skrivekridtets intervalhastighed, mensen sådan vurdering ud fra data for den nedre Nord-søgruppe forudsætter identifikation af rene lerinter-valler. Syd for Vikinggraven kan overtrykzonen af-grænses ud fra lydhastigheden i de nedre-kænozoi-ske lersten, mens et højt siliciklastisk indhold mind-sker lydhastigheden i Skrivekridtet i dette område.Det er således kun muligt at relatere dybdeanomali-erne til afvigelser fra normalkompaktion for megetensartede aflejringer.

TakDette arbejde har kun været muligt takket være støt-ten fra Carlsbergfondet og GEUS. Jeg vil gerne takkeIda Fabricius og Niels Foged (DTU), Lars Henrik Niel-sen (GEUS) samt Hans Thybo (Københavns Univer-sitet) for deres kommentarer til manuskriptet, Frantsvon Platen-Hallermund for det topografiske kort i Fig.22 og Gurli E. Hansen for udførelsen af figurerne.

Appendiks A – Fastlæggelse af ennormalhastighedskurverAdskillige matematiske funktioner er blevet anvendtfor at udtrykke hvorledes lydhastigheden, V [m/s],tiltager med dybden, z [m], for forskellige sedimen-tære formationer. En lineær hastigheds-dybde funk-tion er således blevet anvendt for adskillige sediment-typer (f.eks. Scherbaum 1982, Bulat & Stoker 1987,Japsen 1993):

V = V0 + k · z (A-1)

hvor V0 er lydhastigheden ved jordoverfladen, og k[m/s/m=s–1] er hastigheds-dybde gradienten. Hillis(1995) anvendte en lineær relation mellem transittid,tt=1/V [s/m=0,3048 s/fod], og dybde for skrivekridt,sandsten og lersten:

tt = tt0 + q · z (A-2)

hvor tt0 er transittiden ved jordoverfladen, og q[s/m2] er en negativ transittids-dybde gradient (sam-menlign med Al-Chalabi 1997a). Standardkurver forlersten er ofte blevet udtrykt ved simpel, eksponen-tiel reduktion af transittid med dybden (f.eks. Hott-mann & Johnson 1965, Hansen 1996):

tt = tt0e–z/b (A-3)

hvor b1 [m] er en eksponentiel konstant.De ovennævnte tre formuleringer er alle lineære

tilnærmelser i henholdsvis V-z, tt-z og ln(tt)-z planetog forudsiger at hastigheden øges mod uendeligt forz → �. I den første formulering ovenfor er hastigheds-gradienten konstant, og i de to andre øges den meddybden. Begge dele kan naturligvis være tilfældet foret vist dybdeinterval, men hastighedsstigningen mågå mod nul for stor dybde, så hastigheden ikke gårmod uendelig. Anvendelse af sådanne ukorrekte ma-tematiske formuleringer fører til overvurdering af ha-stigheden ved stor dybde. Dette kan f.eks. føre til un-dervurdering af forskellen mellem standardkurven ogden målte hastighed, og dermed undervurdering afeventuel erosion. Læg eksempelvis mærke til hvorle-des Hillis (1995) forslag til en standardkurve forBunter Lersten viser en voksende hastighedsstigningmed dybden (Fig. 17, Ligning A-2).

En tilpasset (engelsk: constrained), eksponentieltransittids-dybde model blev foreslået for marine ler-sten af Chapman (1983) og af Japsen (2000) (LigningA-10):

tt = (tt0 – tt�

)e–z/b + tt�

(A-4)


1

2

· 29

hvor tt�

er transittiden for uendelig dybde, og b2 [m]er en eksponentiel konstant (sammenlign med Al-Chalabi 1997a). Denne formulering er lineær i ln(tt-tt

�

)-z planen, og det betyder at tt → tt�

og at hastig-heds-dybde gradienten, k → 0 for z → �. Denne for-mulering er således tilpasset rimelige randbetingelser,om end den ikke er en universel formulering af rela-tionen mellem hastighed og dybde for sedimentærebjergarter.

Endelig er en stykkevis lineær hastigheds-dybdefunktion blevet anvendt for Skrivekridtet og forBunter Lersten sådan som det er anført i denne tekst(Ligning A-9, A-11). Funktionen er defineret over etdybdeinterval inddelt i n stykker:

V = V0i + ki · z, zai < z < zbi (A-5)

hvor V0i og ki er henholdsvis hastigheden ved jord-overfladen og hastigheds-dybde gradienten af det i’teliniestykke der er defineret for hastigheder mellemVai og Vbi. Der er således ikke nogen simpel matema-tisk funktion der kan beskrive den observerede stær-ke hastighedsstigning i moderate dybder for Skrive-kridt og Bunter Lersten (Fig. 11, 17).

Af de forslag, der er angivet i litteraturen, er detsåledes kun en stykkevis lineær hastigheds-dybdefunktion og en tilpasset, eksponentiel transittids-dybde funktion der ikke strider mod rimelige rand-betingelser.

Beregning af hastigheds- ogdybdeanomalier

Hvis vi antager en lineær sammenhæng mellem ha-stighed og dybde (Ligning A-1), får vi en eksponen-tiel sammenhæng mellem dybde og løbetid (Slotnick1936). Idet hastighedsanomalien er defineret som for-skellen mellem den målte lydhastighed og den for-ventede lydhastighed for formationen ved normal-kompaktion, får vi (Fig. 5; Japsen 1993):

dV = k · ∆z(ek∆T/2 –1)–1 – V0 – k · zt (A-6)

hvor ∆z er lagets mægtighed, ∆T [m/s] er to-vejs løbe-tiden gennem laget, og zt er dybden til toppen af la-get (engelsk: two-way traveltime, TWT). Hastigheds-gradienten, k, er hældningen af det lineære trend, ogvi får derfor følgende udtryk for dybdeanomalien,dZB, der er forskellen mellem den målte dybde for for-mationen og den forventede dybde ved normal-kompaktion for den målte hastighed:

dZB = –dV / k (A-7)

hvor fortegnet markerer at en positiv hastigheds-anomali svarer til en reduktion af dybden.

Hvis vi vælger at udtrykke normalhastighedskur-ven med en tilpasset, eksponentiel transittids-model(Ligning A-4), kan dybdeanomalien for et lag med enmålt hastighed, V=1/tt, tilnærmes med følgende ud-tryk (Japsen 1999):

dZB = (tt0 – tt∞) · ln (A-8)

Udtrykket er udledt for et lag med en moderat ha-stighedsgradient.

En revideret standardkurve forSkrivekridtet, Øvre Kridt–Danien

Japsen (1998) formulerede en normalhastighedskurvefor Skrivekridtgruppen på baggrund af en analyse afdata fra 845 boringer fra hele Nordsøbassinet samtODP data fra pelagiske kalkaflejringer af Eocæn tilnutidig alder i det vestlige Stillehav nær Ækvator (Fig.10, 11; Urmos et al. 1993). Nærmest jordoverfladenblev der ikke fundet nordsødata der repræsenteredenormalkompaktion, og derfor blev kurven i dettedybdeinterval styret af ODP data fra et stabilt geolo-gisk område. I det mellemste dybdeinterval (z~1 km)blev data svarende til normalkompaktion udpeget udfra kvalitative argumenter langs den nedre grænsefor datapunkterne i et hastigheds-dybde diagram,hvor effekten af overkompaktion på grund af erosioner mindst. I større dybder blev referencepunkterneudpeget langs den øvre grænse i diagrammet, hvoreffekten af underkompaktion på grund af overtryker mindst.

Imidlertid kan yderligere geologiske argumenteranvendes til at fastlægge referencepunkter i det mel-lemste dybdeinterval, hvor effekterne af erosion ogovertryk kan være svære at udskille (Japsen 2000).Disse argumenter udnytter at hastighedsanomali-metoden kan påvise afvigelser fra maksimal begra-velsesdybde, og at fornyet pålejring efter erosion der-for mindsker den målelige anomali (Fig. 6, Ligning2). Dette betyder at i områder hvor de kvartære aflej-ringer er tykke, vil selv små afvigelser fra maksimalbegravelsesdybde på grund af neogen erosion svaretil en betydelig tykkelse af de manglende dæklag.Endvidere er dyb erosion ikke sandsynlig hvor densub-kvartære hiatus er lille.

Disse fysiske og geologiske overvejelser kan bru-ges til at sige at normalkompakteret Skrivekridt sand-synligvis kan findes i områder hvor kvartæret er tyktog neogene sedimenter er tilstede, samtidig med at

tt – tt∞(tt – tt∞) · e–z/b


2

30 ·

trykket er hydrostatisk. Følgelig skal standardkurvenfor Skrivekridt følge den øvre grænse i et hastigheds-dybde diagram for datapunkter fra sådanne områ-der, mens data der svarer til underkompaktion måforventes at afbildes under denne grænse (Fig. 12).På denne måde kan en revideret standardkurve forSkrivekridt fastlægges ud fra sådanne data for900<z<1700 m. Den reviderede kurve passer med dedatapunkter der definerede det oprindelige udtrykfor z>2000 m og også med en hastighed på jordover-fladen på 1550 m/s. Kurven blev på tilsvarende visformuleret som en stykkevis lineær funktion af sam-me form som Ligning A-5:

VCh = 1550 + 1,3 · z, z < 900 mVCh = 920 + 2 · z, 900 < z < 1471 mVCh = 1950 + 1,3 · z, 1471 < z < 2250 mVCh = 2625 + z, 2250 < z < 2875 m.

Udtrykket angiver, at hastighedsgradienten er stærktdybdeafhængig, idet den er 1,3 s–1 når dybden er be-grænset og så stiger til 2 s–1 for dybder omkring 1 til1,5 km, for så at aftage til 1,3 og dernæst 1 s–1. For detøverste liniestykke var hastighedsgradienten bestemttil 1 s–1 for det oprindelige udtryk der var baseret påen sonic log fra ODP Site 807. Denne forskel mellemhastighedsgradienterne for pelagiske karbonater iringe dybde kan forklares ud fra forskellene i effek-tiv belastning fra de ovenliggende sedimenter pågrund af massefyldevariationer. Porøsiteten af dæk-lag bestående af pelagiske karbonater er således hø-jere end i dæklag af normalkompakterede silicikla-stiske sedimenter i Nordsøen i den øverste kilometeraf lagsøjlen (Urmos et al. 1993, Borre & Fabricius1998).

Den reviderede kurve er forskudt mod mindredybder med 210 m i forhold til det oprindelige ud-tryk for 2920<V<3920 m/s. Denne forskydning med-fører en tilsvarende formindskelse af erosionsestima-ter og en forøgelse af overtryksestimater på op til 2MPa for datapunkter der afbildes henholdsvis overog under linien (overkompaktion på grund af over-tryk: dZB/100=210/100 MPa ≈2 MPa, Ligning C-2a).Det er en forbedring at den reviderede model forud-siger større overtryk end den oprindelige model derkun redegør for 80% af det observerede overtryk iSkrivekridtet (målt i 52 boringer der ikke var boretover diapirer og hvor overtrykket var større end 4MPa). Den tilsvarende andel er 91% ud fra den revi-derede standardkurve.

En standardkurve for marine lerstenbaseret på data for F-I led, Nedre Jura

For marine lersten tilhørende F-I led, Nedre Jura, fore-slog Japsen (2000) en standardkurve, VSh, baseret påhastigheds-dybde data fra 28 danske boringer hvor-fra hastighedsdata for Skrivekridtet også var tilgæn-gelige (Fig. 16):

VSh = 106 /(460 · e–z/2175 + 185) (A-10).

Dette udtryk er en tilpasset, eksponentiel transittids-dybde model der opfylder rimelige grænsebetingelserpå jordoverfladen og ved uendelig dybde, V0=1550m/s og V∞=5405 m/s (sammenlign med Ligning A-4). Den maksimale hastigheds-dybde gradient er 0,6s-1 for z=2,0 km. Denne normalhastighedskurve blevrekonstrueret ved at korrigere nuværende lagdybderfor effekten af neogen erosion vurderet ud fra lydha-stigheder i det overliggende Skrivekridt i hver boring(Fig. 19). Standardkurven kan lettere identificeresfordi de korrigerede dybder svarer til lagdybdernefør den neogene erosion da sedimenterne var maksi-malt begravet flere steder end i dag. Kurven er base-ret på data for lersten med lydhastigheder fra 2,6 til3,6 km/s.

Ovenstående kurve for lersten er forskudt modmindre dybde med f.eks. 200 m for z=2 km og forud-siger således større overtryk i forhold til den kurveder blev anvendt af Japsen (1999; se Fig. 8). Dette eren forbedring idet dybdeanomalier for den nedreNordsøgruppe beregnet i forhold til sidstnævntekurve kun redegør for 66% af det observerede over-tryk i det underliggende Skrivekridt (målt i 24 borin-ger der ikke var boret over diapirer og hvor overtryk-ket var større end 4 MPa). Den tilsvarende andel er74% ud fra ovenstående standardkurve.

En standardkurve for kontinentale lerstenbaseret på data for Bunter Lersten, NedreTrias

For Bunter Lersten, Nedre Trias, formulerede Japsen(2000) en stykkevis lineær standardkurve, VBSh, base-ret på hastigheds-dybde data fra 93 britiske og dan-ske boringer hvorfra hastighedsdata for Skrivekridtetogså var tilgængelige (Fig. 17, Ligning A-5):

VBSh = 1550+ z · 0,6, 0 < z < 1393 mVBSh = –400+ z · 2, 1393 < z < 2000 m (A-11)VBSh = 2600+ z · 0,5, 2000 < z < 3500 mVBSh = 3475+ z · 0,25, 3500 < z < 5300 m.

(A-9)N

N

N

N

N

N

N


N

N

N

N

· 31

Udtrykket viser en markant dybdeafhængighed afhastighedsgradienten idet den kun er 0,6 s–1 nær over-fladen hvorefter den stiger til 2 s–1 for dybder ned til2 km og så falder gradvist med dybden til 0,5 og 0,25s–1. Standardkurven for Bunter Lersten blev rekonstru-eret ved at anvende samme fremgangsmåde som forde nedre-jurassiske marine lersten (Fig. 19). Kurvener formuleret således at den forudsiger sandsynligeværdier nær jordoverfladen, V0=1550 m/s. Den er ba-seret på lydhastigheder fra 2,6 til 4,8 km/s.

Frem for at formulere en specifik standardkurvefor den nedre-triassiske Bunter Sandsten, kan kurvenfor Bunter Lersten anvendes som en rimelig approk-simation (88 britiske og danske boringer, lyd-hastigheder fra 3,0 til 4,3 km/s; Fig. 18).

Appendiks B – DybdekonverteringDa boringer ofte er placeret over antiklinale struktu-rer i undergrunden, er en model for lydhastighedensstigning med dybden vigtig for at kunne vurderestrukturens sande geometri ud fra dens seismiske bil-lede. Dybdekonvertering er således omregning af to-vejs løbetid gennem et lag målt i sekunder, ∆T, til lag-mægtigheder i meter, ∆z. Dette gøres ved følgendesimple beregning:

∆z = Vi · ∆T / 2 (B-1)

hvor Vi er intervalhastigheden (eller gennemsnitsha-stigheden) for laget. Intervalhastigheden for et lagkendes kun præcist fra boringer, hvor målte sonic-

logs kan kalibreres med såkaldte ‘check shots’. Lyd-bølgerne fra check shot-detonationer på jord- ellerhavoverfladen registreres i borehullet i forskelligeniveauer, således at den præcise seismiske løbetidmellem jordoverfladen og disse niveauer kan bestem-mes. Intervalhastigheden mellem seismiske reflekto-rer kan også beregnes på basis af overfladeseismiskedata, og man kan derfor opnå stor fladedækning, menikke så stor præcision som ud fra borehulsdata (seAl-Chalabi 1974).

Dybdekonvertering efterhastighedsanomali-metoden

Dybdekonvertering af et kort over to-vejs løbetid tilen geologisk flade forudsætter hastighedsdata for desedimenter der ligger over laggrænsen. Hvis dæklag-ene har meget forskellige hastigheder, kan de under-inddeles for at opnå en forbedret dybdeprognose ogfor at få udskilt kort over enkelte lag.

Er der mange boringer i et område kan man inter-polere mellem de boringsbestemte hastighedsinfor-mationer og opnå en prognose for hvert lags interval-hastighed et givet sted. Antages det at lydhastighe-den i et lag ikke afhænger af dybden, kan man di-rekte anvende et intervalhastighedskort udarbejdetfra boringsdata.

En hyppig antagelse for dybdekonvertering erimidlertid at lydhastigheden i et lag stiger lineært meddybden (Ligning A-1). Den endelige hastighedsmodelkan dernæst kalibreres ud fra målte intervalhastig-heder i de tilgængelige boringer ud fra denne anta-gelse (Fig. 26; ‘V0-k depth conversion’: Marsden 1992,‘velocity-anomaly depth conversion’: Japsen 1993, ‘li-

seism

iske dat

a

boringsdata

Fig. 26. Arbejdsgangen i dybde-konvertering efter hastigheds-anomali-metoden. To lag, L1 ogL2, er bestemt af jordoverfladenog laggrænserne Sa og Sb. Ud fraseismiske data udarbejdes kortover to-vejs løbetiden til lag-grænserne og på basis af borings-data opstilles lineære hastigheds-dybde modeller for de to lag (V0,k; Ligning A-1) samt kort overhastighedsanomalierne for de tolag (dV; Ligning A-6). Når allekortene er på digital form kandybden, z, til laggrænserne ogintervalhastigheden, Vi, for hvertlag beregnes for alle punkter i detdigitale net, startende med detøverste lag (Ligning B-2). Modi-ficeret efter Japsen (1993).


32 ·

near gridded’: kortlægningsprogrammet Z-Map Plus,Landmark 1996).

Fastlæggelsen af en lineær hastigheds-dybde mo-del for et lag kan således være udgangspunkt fordybdekonvertering og specielt bestemmelsen afhastighedsgradienten, k, er vigtig. Det absolutte ni-veau for hastighedsfunktionen (V0) er ikke afgørendeda modellen kalibreres i forhold til boringsdata.Hastighedsgradienten for et lag kan fastlægges ud frasonic-logs og afbildning af intervalhastighed moddybde. I vurderingen må der tages hensyn til li-tologiske variationer i laget, og til effekten af muligerosion af dæklagene eller eventuelt overtryk i laget.Disse processer kan resultere i forskydning af data-punkterne med ±1 km i forhold til standardkurven(se Fig. 5).

Afvigelsen mellem den lineære hastighedsmodelog målte intervalhastigheder for laget kan nu bereg-nes for hver boring og udtrykkes ved hastigheds-anomalien, dV (Ligning A-6). Udtrykket dV+V0 erprognosen for lagets lydhastighed ved jordoverfla-den baseret på målingerne i boringerne og den lineærehastighedsmodel. Hastighedsanomalien er således etmål for lagets hastighed hvor dybdeafhængighedenaf lydhastigheden er søgt mindsket, og afhænger så-ledes af regionale faktorer som overtryk, erosion oglitologiske variationer. Det er derfor muligt at udførebedre forudsigelser af hastighedsanomalien end afintervalhastigheden for et lag på basis af kort overkonturerede boringsdata hvis der er en klar sammen-hæng mellem dybde og hastighed for laget (Japsen1994).

Mægtigheden af laget, ∆z, kan beregnes for givnekoordinater ud fra den seismisk bestemte to-vejs lø-betid gennem laget, ∆T, den lineære hastighedsmodel,V0 og k, de boringsbestemte hastighedsanomalier, dVsamt dybden til toppen af laget, zt, der er kendt fradybdekonverteringen af de overliggende lag (Fig. 26):

∆z = – (V0 + dV + k · zt)(e k · ∆T / 2 – 1). (B-2)

Denne »lagkagemetode« til dybdekonvertering for-udsætter at mægtigheden af det øverste lag beregnesførst, således at dybden til basis af lag 1 er kendt,hvorefter mægtigheden af hvert underliggende lagberegnes ét efter ét. Beregning af dybden til ethvertpunkt i undergrunden forudsætter derfor en dybde-model bestående af flader imellem lag med mægtig-heder større end eller lig med nul. På denne mådeundgås udefinerede værdier i punkter hvor f.eks.Skrivekridtet mangler på toppen af en diapir. I stedetfor at kortlægge dybden til toppen af Skrivekridtetkan det derfor være praktisk at kortlægge dybden tilbasis af de kænozoiske aflejringer (undtagen Danien).

Dybdekonvertering af seismiske kort overDanmarks undergrund

Kortserien over Det Danske Bassin blev dybde-konverteret ud fra hastighedsanomali-metoden(1:400.000; Britze & Japsen 1991, Japsen & Langtofte1991a, b). Den mesozoisk-kænozoiske lagserie blevinddelt i Nordsøgruppen, Skrivekridtgruppen, Jura–Nedre Kridt og Trias aflejringerne, og følgendehastighedsgradienter blev benyttet: 0,6 s-1, 1,1 s-1, 0,5s-1 og 0,5 s-1 (se Fig. 3). Hastighedsgradienterne blevfastlagt på basis af en semi-regional analyse afintervalhastighedsdata fra Det Danske Bassin udenat effekten af erosion af dæklagene blev taget i be-tragtning; værdien for det øverste lag er bestemt afTer-Borch (1990). De benyttede gradienter er rimeligeset i forhold til de standardkurver der er sammen-stillet her, dog er gradienten for Skrivekridtet lav fordet relevante hastighedsinterval (sammenlign Fig. 8,11, 16, 17).

Kortserien over den danske del af Centralgravenblev hovedsageligt dybdekonverteret ud fra hastig-hedsanomali-metoden (1:200.000; Britze, Japsen &Andersen 1995a, b, c, d). Lagserien over Mellem Jurablev inddelt i den øvre og nedre del af Nordsøgrup-pen, Skrivekridtgruppen, Cromer Knoll Gruppen ogØvre Jura aflejringerne, og følgende hastigheds-gradienter blev benyttet: 0,4 s-1, 0,2 s-1, 0,7 s-1, 0,5 s-1 og0 s–1. Hastighedsgradienterne blev fastlagt på basis afen semi-regional analyse uden at effekten af overtryki lagene under den midt-miocæne inkonformitet blevtaget i betragtning. De anvendte gradienter er stortset rimelige, kun er gradienten for Skrivekridt for lav;et bedre valg ville have været 1,5 s–1 (Fig. 11b). Denneanalyse og udvælgelsen af dybdekonverterings-metode er beskrevet af Japsen (1994), der fandt athastighedsvariationer i Øvre Jura sedimenterne ud-gjorde den største fejlkilde for dybdekonverteringenaf den samlede lagpakke. Kortlægningen af den dan-ske del af Centralgraven var udgangspunkt for af-grænsning af de strukturelle elementer for Øvre Juraog Nedre Kridt intervallerne (Japsen, Britze & Ander-sen 2001).

Appendiks C – Overtryk ogunderkompaktionOvertryk, ∆P [Pa], er forskellen mellem målt forma-tionstryk, P, og det beregnede hydrostatiske tryk, PH,i dybden z (1 MPa=145 psi, engelsk: pounds persquare inch). Det hydrostatiske tryk og det litostatisketryk, S [Pa], i dybden z er henholdsvis det tryk der erforårsaget af en fri vandsøjle og af vægten af dæklag-

1k


· 33

ene. Terzaghis princip udtrykker at dæklagenes trykdelvis bæres af bjergarts-matricen og delvis afformationsvæsken: S=σ+P, hvor σ [Pa] er den effek-tive spænding der transmitteres gennem den faste delaf bjergarten (Terzaghi & Peck 1968). Porevæskenunderstøtter dog ikke altid den eksterne belastningfuldt ud, således at P i Terzaghis ligning skal erstat-tes af αP, hvor α (≤1) kaldes Biots faktor. Andersen(1995) refererer laboratorieforsøg med Skrivekridt,hvor a er blevet bestemt til 1 for φ=36% og α=0,8 forφ=15%, φ er porøsiteten. Konsekvensen heraf kan væreforøgede effektive spændinger i forhold til Terzaghisligning og dermed forøget lydhastighed.

Overtryk skyldes kompaktionsuligevægt når væg-ten af dæklagene øges gennem sedimentation på over-fladen af den faste jord, mens formationsvæsken erdelvis forseglet i laget (sammenlign med Rubey &Hubbert 1959, Osborne & Swarbrick 1997). Den sedi-mentære bjergart kan ikke kompaktere hurtigt nok,fordi formationsvæsken ikke kan undslippe laget isamme tempo som det litostatiske tryk vokser. Denforøgede vægt bæres derfor af formationsvæsken, ogtrykket bliver højere end hydrostatisk. Formationenbetegnes som underkompakteret fordi porøsiteten erhøj i forhold til dybden.

De kænozoiske sedimenter i den centrale Nordsøkan opdeles i en normalkompakteret øvre enhed ogen nedre enhed der er karakteriseret ved overtryk(henholdsvis den øvre og nedre Nordsøgruppe; Fig.7). Det maksimale overtryk der kan opstå på grundaf kompaktionsuligevægt, kan derfor tilnærmes medden effektive spænding, σup, forårsaget af vægten afden øvre enhed som genererer overtrykket på grundaf hurtig sedimentationsrate (Fig. 25; sammenlignmed Rubey & Hubbert 1959):

σup = ∆ρup · g · ∆zup (C-1)

hvor ∆ρup er densitetskontrasten (densiteten af denvandmættede bjergart minus densiteten af forma-tionsvæsken [kg/m3]) for den øvre Nordsøgruppe, ger tyngdeaccelerationen (9,807 m/s2), og ∆zup er lagetsmægtighed. I den centrale Nordsø er ∆ρup kun lidthøjere end 1·103 kg/m3, og vi får derfor

σup ≈ ∆zup /100 [MPa] (C-1a)

hvilket betyder at afsætningen af 1000 m sedimenterkan forårsage et overtryk op til 10 MPa.

Endvidere gælder at overtrykket i en under-kompakteret formation, ∆Pcomp, er proportional meddybdeanomalien, dZB (jævnfør med Hubbert & Rubey1959, Magara 1978):

∆Pcomp = ∆ρup · g · dZB (C-2)

Denne ligning er baseret på Terzaghis princip, ogudtrykker at hvis dybden for et lag øges med dZB udenat den effektive spænding stiger (og derfor uden for-øgelse af formationens akustiske hastighed), vil væg-ten af den masse der bliver tilført på jordoverfladenblive båret af vandsøjlen og således øge porevands-trykket (Fig. 5). Vi får

∆Pcomp ≈ dZB / 100 [MPa] (C-2a)

hvis vi indsætter ∆ρup=1·103 kg/m3, og dZB er målt imeter. En dybdeanomali på 1000 m kan således af-spejle et formationsovertryk på 10 MPa.

Imidlertid kan den effektive spænding også blivemindsket selvom sedimentationen foregår uafbrudt.En sådan aflastning finder sted hvis overtrykket øgesved omfordeling af overtryk (engelsk: transference)eller ved opdrift (engelsk: buoyancy) når formations-vand bliver erstattet af lettere kulbrinter. Aflastningfører således til et overtryk, ∆P, der er højere end detpalæo-overtryk, ∆Pcomp, der fandtes da den effektivespænding var maksimal. Da kompaktionsprocessenoftest er irreversibel, vil dybdeanomalier afspejlepalæo-overtrykket og ikke det forhøjede overtryk derfindes efter at aflastningen har fundet sted.

Lad os antage at en sedimentær formation er fuld-stændigt forseglet, og at det derfor ikke kan afgiveformationsvæske til omgivelserne. Hvis den effektivespænding øges med σup ved tilførsel af sedimenterpå jordoverfladen, vil formationsvæsken bære dennetilvækst, og vi får derfor: ∆Pcomp=σup. Ved at kombi-nere Ligningerne C-1 og C-2 får vi således ∆zup=dZB.Dette udtryk betyder at dybdeanomalien er identiskmed mægtigheden af det lag der er blevet afsat vedoverfladen. I praksis er der tale om en balance mel-lem dræningsraten for formationen og sedimenta-tionsraten på jordoverfladen. Når sedimentationen ertilpas langsom, kan drænings- og kompaktionsproces-serne følge med, men hvis sedimentationshastighedenøges over et vist niveau, vil opbygning af overtrykblive påbegyndt. Dybdeanomalien afhænger derforaf hvor effektivt formationen er i stand til at bliveafdrænet, og vil derfor i almindelighed kun udgøreen vis brøkdel af ∆zup. Japsen (1998) introduceredederfor begrebet den effektive dræningskapacitet, DC[%], som

DC = (1 – dZB / ∆zup ) · 100 (C-3)

Den effektive dræningskapacitet udtrykker hvor tætpå kompaktionsligevægt en formation er i forhold tilden hurtige, sene pålejring, ∆zup. Hvis der ikke fore-går nogen afdræning af formationen, og følgelig hel-ler ikke kompaktion, gælder dZB=∆zup, og vi fårDC=0%. Hvis formationen er normalkompakteret,gælder dZB=0, og vi får DC=100%.


34 ·

LitteraturlisteAl-Chalabi, M. 1974: An analysis of stacking, rms, average,

and interval velocities over a horizontally layered ground.Geophysical Prospecting 22, 458–475.

Al-Chalabi, M. 1997a: Instantaneous slowness versus depthfunctions. Geophysics 62, 270–273.

Al-Chalabi, M. 1997b: Time-depth relationships for multilayerdepth conversion. Geophysical Prospecting 45, 715–720.

Andersen, M.A. 1995: Petroleum research in North Sea Chalk.179 pp. Stavanger: RF – Rogaland Research.

Bailey, S.W. 1980: Structure of layer silicates. In Brindley, G.W.& Brown, G. (eds) Crystal Structures of Clay Minerals andtheir X-ray Identification, Mineralogical Society monograph5, 1–124. London: Mineralogical Society.

Bertelsen, F. 1980: Lithostratigraphy and depositional historyof the Danish Triassic. Geological Survey of Denmark Se-ries B 4, 59 pp. Copenhagen: Geological Survey of Denmark.

Borre, M. & Fabricius, I. 1998: Chemical and mechanical pro-cesses during burial diagenesis of chalk: an interpretationbased on specific surface data of deep-sea sediments. Sedi-mentology 45, 755–769.

Bradley, J.S. & Powley, D.E. 1994: Pressure compartments insedimentary basins: A review. In Ortoleva, P.J. (ed.) BasinCompartments and Seals, AAPG Memoir 61, 3–26. Tulsa:American Association of Petroleum Geologists.

Britze, P. & Japsen, P. 1991: Geological map of Denmark1: 400,000. The Danish Basin. ‘’Top Zechstein’’ and theTriassic; two-way traveltime and depth, thickness and in-terval velocity. Geological Survey of Denmark Map Series31, 3 maps and 4 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995a: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “BaseChalk” and the Chalk Group (two-way traveltime anddepth, interval velocity and isochore). Geological Surveyof Denmark Map Series 48, 4 maps and 7 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995b: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “BaseCretaceous” and the Cromer Knoll Group (two-way travel-time and depth, interval velocity and isochore). GeologicalSurvey of Denmark Map Series 49, 4 maps and 7 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995c: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “BaseUpper Jurassic” and the Upper Jurassic (two-way travel-time and depth, interval velocity and isochore). GeologicalSurvey of Denmark, Map Series 50, 4 maps and 7 pp.

Britze, P., Japsen, P. & Andersen, C. 1995d: Geological map ofDenmark 1:200,000. The Danish Central Graben. “TopChalk” and the Post Chalk Group (two-way traveltime,depth and interval velocity). Geological Survey of DenmarkMap Series 47, 3 maps and 7 pp.

Bulat J. & Stoker S.J. 1987: Uplift determination from intervalvelocity studies, UK, southern North Sea. In Brooks, J. &Glennie, K.W. (eds) Petroleum Geology of North West Eu-rope, 293–305. London: Graham & Trotman.

Caillet, G., Judge, N.C., Bramwell, N.P., Meciani, L., Green, M.& Adam, P. 1997: Overpressure and hydrocarbon trappingin the Chalk of the Norwegian Central Graben. PetroleumGeoscience 3, 33–42.

Carstens, H. 1978: Origin of abnormal formation pressures incentral North Sea Lower Tertiary clastics. Log Analyst 19,24–28.

Cayley G.T. 1987: Hydrocarbon migration in the central NorthSea. In Brooks, J. & Glennie, K.W. (eds) Petroleum Geologyof North West Europe, 549–555. London: Graham &Trotman.

Chalmers, J.A. 2000: Offshore evidence for Neogene uplift incentral West Greenland. Global and Planetary Change 24,311–318.

Chapman, R.E. 1983: Petroleum geology. 415 pp. Amsterdam:Elsevier.

Chapman, R.E. 1994: Abnormal pore pressures: Essentialtheory, possible causes, and sliding. In Fertl, W. H., Chap-man, R.E. & Hotz, R.F. (eds) Studies in Abnormal Pressures,51–91. Amsterdam: Elsevier.

Clausen, O.R., Gregersen, U., Michelsen, O. & Sørensen, J.C.1999: Factors controlling the Cenozoic sequence develop-ment in the eastern parts of the North Sea. Journal of theGeological Society, London 156, 809–816.

Clift, P.D., Carter, A. & Hurford, A.J. 1998: The erosional anduplift history of NE Atlantic passive margins; constrainson a passing plume. Journal of the Geological Society ofLondon 155, 787–800.

Cloetingh, S., Gradstein, F.M., Kooi, H., Grant, A.C. & Kamin-ski, M. 1990: Plate reorganization; a cause of rapid lateNeogene subsidence and sedimentation around the NorthAtlantic. Journal of the Geological Society, London 147, 495–506.

Damtoft K., Nielsen L.H., Johannessen P.N., Thomsen E. &Andersen P.R. 1992: Hydrocarbon plays of the Danish Cen-tral Trough. In Spencer, A.M. (ed.) Petroleum Geology ofNorth West Europe, 35–58. London: Graham & Trotman.

Danish Energy Agency 1996: Oil and gas production in Den-mark 1995. 64 pp. Copenhagen: Danish Energy Agency.

Darby, D., Haszeldine, R.S. & Couples, G.D. 1996: Pressurecells and pressure seals in the UK Central Graben. Marineand Petroleum Geology 13, 865–878.

D’Heur, M. 1993: The Chalk as a hydrocarbon reservoir. InDowning, R.A., Price, M. & Jones, G.P. (eds) The Hydroge-ology of the Chalk of North-West Europe, 250–266. Oxford,Clarendon Press.

Dimakis, P., Braathen, B.I., Faleide, J.I., Elverhøi, A. & Gud-laugsson, S.T. 1998: Cenozoic erosion and preglacial upliftof the Svalbard-Barents Sea region. Tectonophysics 300, 311–327.

Doré, A.G. & Jensen, L.N. 1996: The impact of Late Cenozoicuplift and erosion on hydrocarbon exploration; offshoreNorway and some other uplifted basins. Global and Plan-etary Change 12, 415–436.

Geikie, A. 1901: The scenery of Scotland. London.Glennie, K.W. & Hurst, A. 1996: Hydrocarbon exploration and

production in NW Europe: an overview of some key fac-tors. In Glennie, K.W. & Hurst, A. (eds) AD1995: NW Eu-rope’s Hydrocarbon Industry, 7–16. London: GeologicalSociety.

Gradstein, F.M. & Ogg, J. 1996: A Phanerozoic time scale. Epi-sodes 19, 3–5.

Green, P. F. 1989: Thermal and tectonic history of the East Mid-lands shelf (onshore UK) and surrounding regions assessedby apatite fission track analysis. Journal of the GeologicalSociety, London 146, 755–774.

Hall, A.M. 1991: Pre-Quaternary landscape evolution in theScottish Highlands. Transactions of the Royal Society ofEdinburgh: Earth Sciences 82, 1–26.


· 35

Hall, P.L. 1993: Mechanisms of overpressuring: An overview.In Manning, D.A.C., Hall, P.L. & Hughes, C.R. (eds) Geo-chemestry of Clay-pore Fluid Interactions, 265–315. Lon-don, Chapman and Hall.

Hansen, S. 1996: Quantification of net uplift and erosion onthe Norwegian Shelf south of 66ºN from sonic transit timesof shale. Norsk Geologisk Tidsskrift 76, 245–252.

Herring, E.A. 1973: North Sea abnormal pressures determinedfrom logs. Petroleum Engineer, 72–84.

Hillis, R.R. 1995: Quantification of Tertiary exhumation in theUnited Kingdom southern North Sea using sonic velocitydata. AAPG Bulletin 79, 130–152.

Holliday, D.W. 1993: Mesozoic cover over northern England;interpretation of apatite fission track data. Journal of theGeological Society, London 150, 657–660.

Hottmann, C.E. & Johnson, R.K. 1965: Estimation of forma-tion pressures from log-derived shale properties. Journalof Petroleum Technology 17, 717–723.

Hubbert, M.K. & Rubey, W.W. 1959: Role of fluid pressure inmechanics of overthrust faulting. Geological Society ofAmerica Bulletin 70, 115–166.

Hunt, J.M. 1990: Generation and migration of petroleum fromabnormally pressured fluid compartments. AAPG Bulle-tin 74, 1–12.

Japsen, P. 1993: Influence of lithology and Neogene uplift onseismic velocities in Denmark; implications for depth con-version of maps. AAPG Bulletin 77, 194–211.

Japsen, P. 1994: Retarded compaction due to overpressure de-duced from a seismic velocity/depth conversion study inthe Danish Central Trough, North Sea. Marine and Petro-leum Geology 11, 715–733.

Japsen, P. 1997: Regional Neogene exhumation of Britain andthe western North Sea. Journal of the Geological Society,London 154, 239–247.

Japsen, P. 1998: Regional velocity-depth anomalies, North SeaChalk: a record of overpressure and Neogene uplift anderosion. AAPG Bulletin 82, 2031–2074.

Japsen, P. 1999: Overpressured Cenozoic shale mapped fromvelocity anomalies relative to a baseline for marine shale,North Sea. Petroleum Geoscience 5, 321–336.

Japsen, P. 2000: Investigation of multi-phase erosion using re-constructed shale trends based on sonic data. Sole Pit axis,North Sea. Global and Planetary Change 24, 189–210.

Japsen, P. & Bidstrup, T. 1999: Quantification of late Cenozoicerosion in Denmark based on sonic data and basin model-ling. Bulletin of the Geological Society of Denmark 46, 79–99.

Japsen, P., Britze, P. & Andersen, C. in press: Upper Jurassic-Lower Cretaceous of the Danish Central Graben: Structuralframework and nomenclature. In Surlyk, F. & Ineson, J.R.(eds) The Jurassic of Denmark and Greenland. Geology ofDenmark Survey Bulletin.

Japsen, P. & Chalmers, J.A. 2000: Neogene uplift and tectonicsaround the North Atlantic: Overview. Global and PlanetaryChange 24, 165–173.

Japsen, P. & Langtofte, C. 1991a: Geological map of Denmark1:400,000. The Danish Basin. ‘’Base Chalk’’ and the ChalkGroup, two-way traveltime and depth, thickness and in-terval velocity. Geological Survey of Denmark Map Series29, 4 maps and 4 pp.

Japsen, P. & Langtofte, C. 1991b: Geological map of Denmark1:400,000. The Danish Basin. ‘’Top Triassic’’ and the Jurassic-Lower Cretaceous, two-way traveltime and depth, thick-

ness and interval velocity. Geological Survey of DenmarkMap Series 30, 4 maps and 4 pp.

Jeans, C. V. 1995: Clay mineral stratigraphy in Palaeozoic andMesozoic red bed facies onshore and offshore UK. In Dunay,R.E. & Hailwood, E.A. (eds) Non-biostratigraphical Meth-ods of Dating and Correlation, Geological Society SpecialPublication 89, 31–55. London: Geological Society.

Jensen, L.N., Riis, F. & Boyd, R. (eds) 1992. Post-CretaceousUplift and Sedimentation along the Western FennoscandianShield. Norsk Geologisk Tidsskrift 72. 338 pp.

Jensen, L.N. & Schmidt, B.J. 1992: Late Tertiary uplift and ero-sion in the Skagerrak area; magnitude and consequences.Norsk Geologisk Tidsskrift 72, 275–279.

Johnson, H. & Lott, G.K. 1993: 2. Cretaceous of the central andnorthern North Sea. In Knox, R.W.O. & Cordey, W.G. (eds)Lithostratigraphic Nomenclature of the UK North Sea. 169pp. Nottingham: British Geological Survey.

Johnson, H., Warrington, G. & Stoker, S. J. 1994: 6. Permianand Triassic of the southern North Sea. In Knox, R.W.O. &Cordey, W.G. (eds) Lithostratigraphic Nomenclature of theUK North Sea. 169 pp. Nottingham: British Geological Sur-vey.

Kennedy W.J. 1987: Sedimentology of Late Cretaceous-Palaeocene chalk reservoirs, North Sea Central Graben. InBrooks, J. & Glennie, K.W. (eds) Petroleum Geology ofNorth West Europe, 469–481. London: Graham & Trotman.

Knox, R.W.O. & Holloway, S. 1992: 1. Paleogene of the centraland northern North Sea. In Knox, R.W.O. & Cordey, W.G.(eds) Lithostratigraphic Nomenclature of the UK North Sea,133 pp. Nottingham: British Geological Survey.

Kooi, H., Hettema, M. & Cloetingh, S. 1991: Lithospheric dy-namics and the rapid Pliocene-Quaternary subsidencephase in the southern North Sea basin. Tectonophysics 192,245–259.

Landmark 1996: Macro Reference Manual for Z-Map Plus/ZCL. 588 pp. Houston, Texas: Landmark Graphics Corpo-ration.

Lidmar-Bergström, K. 1999: Uplift histories revealed by land-forms of the Scandinavian domes. In Smith, B.J., Whalley,W.B. & Warke, P.A. (eds) Uplift, Erosion and Stability: Per-spectives on Long-term Landscape Development, SpecialPublications 162, 85–91. London: Geological Society.

Lidmar-Bergström, K., Ollier, C.D. & Sulebak, J.C. 2000: Land-forms and uplift history of southern Norway. Global andPlanetary Change 24, 211–231.

Lindgreen, H. 1991: Elemental and structural changes in illite/smectite mixed-layer clay minerals during diagenesis inKimmeridgian-Volgian (-Ryazanian) clays in the CentralTrough, North Sea and the Norwegian-Danish Basin. Bul-letin of the Geological Society of Denmark 39, 1–82.

Magara, K. 1978: Compaction and fluid migration. Practicalpetroleum geology. 319 pp. Amsterdam: Elsevier.

Marie, J.P.P. 1975: Rotliegendes stratigraphy and diagenesis.In Woodland, A.W. (ed.) Petroleum and the ContinentalShelf of North-west Europe, 205–211. London: Applied Sci-ence.

Marsden, D. 1992: Vo-K method of depth conversion. Geophys-ics: The Leading Edge of Exploration 11, 53–54.

Mathiesen, A., Bidstrup, T. & Christiansen, F.G. 2000: Denu-dation and uplift history of the Jameson Land basin, EastGreenland – constrained from maturity and apatite fissiondata. Global and Planetary Change 24, 275–301.


36 ·

Megson, J.B. 1992: The North Sea chalk play; examples fromthe Danish Central Graben. In Hardman, R.F.P. (ed.) Ex-ploration Britain: Geological Insights for the Next Decade,Geological Society Special Publication 67, 247–25.

Megson, J.B., Japsen, P. & Caillet, G. 1998: Discussion: ‘Over-pressure and hydrocarbon trapping in the Chalk of theNorwegian Central Graben’ by G. Caillet et al. PetroleumGeoscience 4, 181–185.

Michelsen, O. (ed.) 1982: Geology of the Danish CentralGraben. Geological Survey of Denmark, Series B 8, 135 pp.

Michelsen, O. 1989: Revision of the Jurassic lithostratigraphyof the Danish subbasin. Geological Survey of Denmark Se-ries A 24, 21 pp. Copenhagen: Geological Survey of Den-mark.

Michelsen, O., Christensen, W.K., Surlyk, F. & Thomsen, E.1996: Stratigrafisk terminologi i dansksprogede artikler.Geologisk Tidsskrift, hæfte 2, 1–13.

NAM & RGD 1980: Stratigraphic nomenclature of the Nether-lands. Verhandelingen van het Koninklijk NederlandsGeologisch Mijnbouwkundig Genootschap 32, 77 pp.

Nielsen, L.H. & Japsen, P. 1991: Deep wells in Denmark 1935-1990. Lithostratigraphic subdivision. Geological Survey ofDenmark Series A 31, 179 pp. Copenhagen: Geological Sur-vey of Denmark.

Nyland, B., Jensen, L.N., Skagen, J.I., Skarpnes, O. & Vorren,T.O. 1992: Tertiary uplift and erosion in the Barents Sea;magnitude, timing and consequences. In Larsen, R.M.,Brekke, H., Larsen, B.T. & Telleraas, E. (eds) Structural andTectonic Modelling and its Application to Petroleum Geol-ogy, NPF Special Publication 1, 153–162. Amsterdam:Elsevier.

Osborne, M.J. & Swarbrick, R.E. 1997: Mechanisms for gener-ating overpressure in sedimentary basins: A reevaluation.AAPG Bulletin 81, 1023–1041.

Peulvast, J.-P. 1985: Post-orogenic morphotectonic evolutionof the Scandinavian Caledonides during the Mesozoic andCenozoic. In Gee, D.G. & Sturt, B.A. (eds) The CaledonideOrogen – Scandinavia and Related Areas, 979–996. Chiches-ter: Wiley and Sons.

Reusch, H. 1901: En ejendommelighet ved Skandinavienshovedvannskille. Norges Geologiske Undersøkelse 32, 124–263.

Rider, M.H. 1986: The geological interpretation of well logs.175 pp. London: Blackie & Sons Limited.

Riis, F. 1996: Quantification of Cenozoic vertical movementsof Scandinavia by correlation of morphological surfaceswith offshore data. Global and Planetary Change 12, 331–357.

Riis, F. & Fjeldskaar, W. 1992: On the magnitude of the lateTertiary and Quaternary erosion and its significance for theuplift of Scandinavia and the Barents Sea. In Larsen, R.M.,Brekke, H., Larsen, B.T. & Telleraas, E. (eds) Structural andTectonic Modelling and its Application to Petroleum Geol-ogy, NPF Special Publication 1, 163–185. Amsterdam:Elsevier.

Riis, F. & Jensen, L.N. 1992: Introduction; Measuring uplift anderosion; proposal for a terminology. Norsk GeologiskTidsskrift 72, 223–228.

Rohrman, M. & van der Beek, P. 1996: Cenozoic postrift domaluplift of North Atlantic margins: An asthenosphericdiapirism model. Geology 24, 901–904.

Rubey, W.W. & Hubbert, M.K. 1959: Role of fluid pressure in

mechanics of overthrust faulting, II. Geological Society ofAmerica Bulletin 70, 167–206.

Scherbaum, F. 1982: Seismic velocities in sedimentary rocks;indicators of subsidence and uplift. Geologische Rundschau71, 519–536.

Scholle, P.A. 1977: Chalk diagenesis and its relation to petro-leum exploration; oil from chalks, a modern miracle? AAPGBulletin 61, 982–1009.

Sclater, J.G. & Christie, P.A.F. 1980: Continental stretching; anexplanation of the post-Mid-Cretaceous subsidence of thecentral North Sea basin. Journal of Geophysical Research85, 3711–3739.

Shipboard Scientific Party 1991: Site 807. In Kroenke, L.W.,Berger, W.H., Janecek, T.R. & Mayer, L.A. (eds) Proceed-ings of the Ocean Drilling Program. Initial reports, 130, 369–493. College Station, TX: Ocean Drilling Program.

Slotnick, M.M. 1936: On seismic computations, with applica-tions, II. Geophysics 1, 299–305.

Solheim, A., Riis, F., Elverhøi, A., Faleide, J.I., Jensen, L.N. &Cloetingh, S. 1996: Impact of glaciations on basin evolu-tion; data and models from the Norwegian margin andadjacent areas; introduction and summary. Global and Plan-etary Change 12, 1–9.

Stuevold, L.M. & Eldholm, O. 1996: Cenozoic uplift of Fenno-scandia inferred from a study of the mid-Norwegian mar-gin. Global and Planetary Change 12, 359–386.

Ter-Borch, N. 1990: Geological map of Denmark. Structuralmap of top Chalk Group. Geological Survey of Denmark.Map series 7, 1 map and 2 pp.

Terzaghi, K. & Peck, R.P. 1968: Soil mechanics in engineeringpractice. 729 pp. New York: John Wiley and Sons.

Urmos, J., Wilkens, R.H., Bassinot, F., Lyle, M., Marsters, J.C.,Mayer, L.A. & Mosher, D.C. 1993: Laboratory and well-logvelocity and density measurements from the Ontong JavaPlateau: New in-situ corrections to laboratory data forpelagic carbonates. In Berger, W.H., Kroenke, L.W., Mayer,L.A. & Janecek, T.R. (eds) Proceedings of the Ocean Drill-ing Program. Scientific results, 130, 607–622. College Sta-tion, TX: Ocean Drilling Program.

van Olphen, H. 1966: Collapse of potassium montmorilloniteclays upon heating- “potassium fixation”. In Bailey, S.W.(ed.) Clays and Clay Mineralogy, 393–405. New York: Per-gamon Press.

Watts, N.L. 1983: Microfractures in chalks of Albuskjell Field,Norwegian Sector, North Sea: possible origin and distribu-tion. AAPG Bulletin 67, 201–234.

Weaver, C.E. 1989: Clays, muds and shales. Development insedimentology. 819 pp. Amsterdam: Elsevier.

Zagwijn, W.H. 1989: The Netherlands during the Tertiary andthe Quaternary: A case story of Coastal Lowland evolution.Geologie en Mijnbouw 68, 107–120.

Ziegler, P.A. 1990: Geological atlas of western and central Eu-rope. 239 pp. The Hague: Shell International PetroleumMaatschappij B.V.


Documents

Fra Kridthav til Vesterhav. Nordsøbassinets udvikling ...· 1 Fra Kridthav til Vesterhav. Nordsøbassinets udvikling vurderet ud fra seismiske hastigheder PETER JAPSEN Japsen, P