NY

TF

RA

GE

US

TEMANUMMERGuldfund og pladetektonikDen ketilidiske bjergkædedannelse iSydgrønland

· Det ketilidiske orogen - en oversigt· Guld i Ketiliderne· Ketilidernes opbygning og dannelseshistorieGE

OL

OG

I

N R . 3 N O V E M B E R 1 9 9 9

Adam A. Garde

Grønlands sydspids består af en ned-eroderet bjergkæde, som blev dannetfor omkring 1800 millioner år sidenlangs randen af det ældre grundfjeld inord. Regionen kaldes det Ketilidiskeorogen eller blot Ketiliderne - navnethenviser til orogenese, som betyderbjergkædedannelse, og til Ketils Fjord,der er det nordiske navn for en af Syd-grønlands mest markante fjorde. Bådeud fra forskningsmæssige og økono-misk-geologiske kriterier er det Ketilidi-ske orogen en meget interessant geolo-gisk provins, og nye undersøgelsergennem de seneste år har ført til enhelt ny teori for bjergkædedannelsen.Der er også gjort flere interessanteguldfund,og i Kirkespirdalen ved Nanor-talik er et efterforskningsselskab langtfremme med detailundersøgelser medhenblik på at etablere en guldmine.

Den sydligste del af Grønland blev dannetfor mellem 1855 og 1725 millioner år si-den i Proterozoisk tid*. Herved opstodKetiliderne som en tilvækst af ny konti-nental jordskorpe langs sydsiden af detca. 3000 millioner år gamle Arkæiske*grundfjeld (fig. 1, 3 og 4). Skemaet fig. 2 vi-ser en oversigt over Ketilidernes udvik-ling i tid og rum.For godt og vel 1850 millioner år sidenbegyndte den sydlige grænse af det Ar-kæiske grundfjeld at blive ustabil, og deropstod en aktiv pladegrænse mod et oce-an syd for grundfjeldet. Den oceaniskeplade begyndte at bevæge sig i nordlig ret-ning ind under kontinentet ved pladetek-tonisk underskydning (subduktion, se

Det ketilidiske orogen - en oversigt

2

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

Fig. 1. Sceneri ved fjeldet ‘Sorte Nunatak’ nordvestfor Danell Fjord, på grænsen mellem Julianehåbbatholitten og Sandstenszonen (stedet er vist på fig.3). Den nederste del af fjeldmassivet består af gra-nit tilhørende Julianehåb batholitten; den øvre delbestår af sandsten og sorte vulkanske bjergarter,der er aflejret på granitten.

* henviser til ordlisten

boks om pladetektonik). Under mødetmellem den kontinentale og den oceani-ske plade begyndte den sydlige rand af detArkæiske kontinent at synke ind, og derafsattes Ketilidiske sedimenter* og lava-er*. Samtidig blev der dannet en vulkanskøbue af basisk til granitisk sammensæt-ning syd for kontinentet, som efterhåndenblev til kernen i det Ketilidiske orogen*.Mødet mellem den kontinentale og ocea-niske plade foregik ikke ved et frontaltsammenstød, men lidt sideværts i skæv

vinkel. Herved opstod der et kompliceretsystem af deformations*- og forskydnings-zoner* i den nye bjergkæde, efterhåndensom den voksede.

Bjergkædens rødder kan inddeles i firezoner parallelt med den oprindelige nord-øst–sydvest rettede kontinentrand (fig.3–4). De fire zoner er tilsammen op imod225 kilometer brede: fra nordvest modsydøst drejer det sig om: Grænsezonenmod det Arkæiske grundfjeld, Julianehåb

batholitten, Sandstenszonen, og Ski-ferzonen nærmest det forsvundne oce-an. En batholit* består af et stort antalgranitlegemer, der udgør rødderne i enøbue.

Julianehåb batholitten (fig. 5) opstodog fortsatte med at vokse, efterhåndensom granitiske smelter dannet i forbindel-se med underskydningen af den oceaniskeplade trængte op i en øbue langs den syd-lige grænse af det gamle grundfjeld. Smel-terne (magmaet*) kom op i mange pulseri perioden for 1855–1794 millioner år si-den, og størknede til store linseformedegranitlegemer med volumener på op tilflere tusind kubikkilometer. I den vestligedel af batholitten er granitlegemerne somregel stejltstående; mod øst er de oftemere fladtliggende.Af og til trængte smel-te helt op til overfladen og dannede vul-kaner, så regionen blev dækket af aske oglava.Mens vulkanerne voksede og forvitringensatte ind, hævede batholittens top sig opover havniveau. Erosionen nåede igennemdet vulkanske dække ned til selve batholit-ten, og havområderne på dens flanker fiktilført masser af nedbrydningsmateriale.

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

3

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

1750

1775

1800

1825

1850

1875

Julianehåbbatholitten

Sandstens-zonen

Skifer-zonen

Grænse-zonenNV SØ

1725 millioner år

Opbygningaf øbuen

Nedbrydningaf øbuen

Zirkonaldrei granitter viser

intrusions-tidspunkter

Granit rullesteni konglomerat

(enkelte ældrezirkoner)

Qôrnoqøjegranit

Vulkanisme

Intrusionaf granitter

Opsmeltningaf sedimenter

?

Deformationog intrusionaf granitter

Aflejring af sedimenter

Aflejring ophører?Deformation

Titanitaldreviser afkøling af

batholitten

Stabilisering

Tase

rmiu

t Fj

ord

Zirkonaldrei sedimenter

oplyser om deresoprindelse

Dan

ell F

jord

Intrusion af rapakivigranitter

Vens

treg

åend

eH

øjre

gåen

de fo

rsky

dnin

gH

øjre

gåen

de

Kap

Farv

el

Fig. 2. Oversigt over det Ketilidiske orogens udviklingi perioden fra omkring 1875 til 1725 millioner år si-den, lodret i diagrammet. De fire zoner er vist ske-matisk fra venstre til højre, i retning fra nordvest tilsydøst. Røde og grønne cirkler er aldersbestemmel-ser af zirkon. Hver rød cirkel viser alderen af enmagmatisk intrusion eller tidspunktet for opsmelt-ning (se boks om aldersbestemmelse). De grønnecirkler er aldre på zirkonkrystaller i sedimenter, hvoraldersfordelingen giver et fingerpeg om sedimenter-nes oprindelse. Blå cirkler er udvalgte aldersbe-stemmelser af titanit, som viser afkøling af Juliane-håb batholitten. Oversigten viser, at det tog mindst50 millioner år at opbygge Julianehåb batholitten, ogat den efterfølgende aflejring, deformation og meta-morfose af Sandstens- og Skiferzonerne foregik me-get hurtigt.

4

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

3/

99

●● ● ● ● ●

●

● ● ●

● ●●

● ● ●

● ●

●●

●●

●

●●

●●

●●

NV SØ

Grænsezonen

Kobberminebugt?

Julianehåb batholitten

'Sorte Nunatak'Sârdloq forskydningszonen

Sandstenszonen Skiferzonen

100 km

grænsen mellem skorpen og kappen(Moho)

?

?

?

Pålejringskontakt

Formodede basiske intrusioner ved grænsen mellem skorpen og kappen

● ● ● ● ● ● ● ●Julianehåb batholitten og beslægtede magmatiske intrusioner

Ketilidiske sedimentære og vulkanske bjergarter Sideværts forskydning

Basiske gange

Arkæisk grundfjeld

Formodet oceanisk skorpe

48° W 44° W

100 km

62°N

61°N

60°N

500 km

Nørrearm

Lindenow Fjord

Danell Fjord

'SorteNunatak'

SøndreSermilik

Tasermiut(Ketils Fjord)

Kirkespirdalen

Ippatit-dalen

Torsukattak

Prins Christian Sund

Sârdloq forskydnings-

zonen

Grænseland

Midternæs

Qôrnoqaugengranit

Kobberminebugt

Kap Farvel

Napasor-suaq Fjord

MogensHeinesen

Fjord

Kangerluluk

Kutseq Fjord

Nanortalik

Qaqortoq

Arkæiskforland

Grænsezonen

Julianehåbbatholitten

SandstenszonenSkiferzonen

Gardar bjergarter (1100-1300 mill. år)

IndlandsisArkæisk grundfjeld

Det Ketilidiske orogen

Metasedimenter og granitter (Skiferzonen)

Metasedimenter og granitter (Sandstenszonen)

Julianehåb batholittenRapakivi granitter og beslægtede intrusionerMetasedimentære og vulkanske bjergarter (Grænsezonen)

Fig. 10

Fig. 11

Fig. 9Fig. 5

Fig. 15

Fig. 14

Fig. 8

Fig. 1

Fig. 13

Fig. 16

Fig. 12

Fig. 18

Fig. 17

Fig. 3. Geologisk kort over det Ketilidiske orogen. De små grå skilte henviser til andre figurer.

Grænsezonen nordvest for batholittenbestår nederst af omdannede aflejringeraf sand og ler, der stammer fra det gamlegrundfjeld nord for. Sandet og leret blevafsat i et lavvandet havområde, der tidligtunder bjergkædedannelsen lå mellem grund-fjeldet i nord og den voksende batholit i syd.I den vestlige del af Grænsezonen træng-te basaltiske smelter op gennem havbun-den og dannede tykke undersøiske lava-strømme.

Sandstenszonen og Skiferzonen påden oceanvendte sydside af batholittenbestår langt overvejende af omdannedesandsten og lersten - materiale, der op-rindeligt stammer fra forvitring af batho-litten - foruden mindre indslag af ældrenedbrydningsprodukter. Det grovestenedbrydningsmateriale, som tranporte-deres med floderne fra batholitten, blevafsat i den nordligste del af området iform af stenblokke, grus og sand, mens

det finere materiale afsattes længere modsydøst i det åbne hav i form af silt og ler.Der er dog også vulkanske aflejringer ogmagmatiske intrusioner i begrænsedemængder i begge zoner.Umiddelbart efter sedimentationen blevbåde Sandstens- og Skiferzonen udsat forflere faser af intens deformation* og fold-ning. Samtidig foregik der en kraftig op-varmning, hvorved de sedimentære bjerg-arter blev omkrystalliseret og begyndteat smelte. Opsmeltningen forløb ved højtemperatur, men ved lavt tryk. Det skyl-des muligvis, at der tilførtes ekstra varmefra store fladtliggende linser af magmanær grænsen mellem Jordens skorpe ogkappe (fig. 4).

5

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

Fig. 4. Skematisk tværsnit gennem det Ketilidiskeorogen fra Grænsezonen til Skiferzonen for 1785millioner år siden, inden intrusion af rapakivigranit-terne, set mod nordøst. Sammenlign med den ske-matiske figur i boksen om pladetektonik.

Fig. 5.Typisk parti af Julianehåb batholitten. Billedetviser granodiorit med en mørk intrusion af diorit iden bagerste del, gennemskåret af tynde basiskegange i mange retninger. Fra en 600 m høj fjeldsidenordvest for gletscheren i bunden af Søndre Sermil-ik (placering, se fig. 3).

6

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

3/

99

Pladetektonik

Den yderste del af Jorden består af stiveplader, som bevæger sig i forhold til hinan-den. Pladerne dannes langs vulkanske ryg-ge i oceanerne og destrueres andre stedermed bjergkædedannelse til følge. Disseprocesser kaldes tilsammen pladetektonik(se figur). Den moderne pladetektonik be-gyndte med teorien om kontinentaldrift,fremsat i 1915 af meteorologen Alfred We-gener, bl.a. på baggrund af, at Afrikas ogSydamerikas kystlinjer passer nøje sam-men.Wegener mente, at disse kontinentervar blevet adskilt fra hinanden ved konti-nentaldrift, men havde ikke nogen tilfreds-stillende forklaring på kræfterne og dyna-mikken bag kontinenternes bevægelser.Teorien blev derfor forkastet og latterlig-gjort af de fleste af samtidens geologer.

Pladernes vækstFørst i 1960’erne fandt man en god forkla-ring på Wegeners observationer, og løsnin-gen blev ikke fundet på kontinenterne,meni oceanernes bund. Man blev klar over, atder til stadighed dannes ny oceanskorpelangs vulkanske rygge over dybe brudlinjeri oceanskorpen, hvor magma* stiger op fraJordens kappe. En af de mægtigste af disserygge, den Midtatlantiske ryg, løbernord–syd gennem Atlanterhavet og gen-nem Island.

Magmaet stiger op langs en brudlinje midti ryggen og danner ny oceanskorpe, somstraks spaltes af en ny brudlinje,glider til si-de og giver plads til mere magma nedefra.Med få centimeter om året skubbes ældrehavbund ud til begge sider som store pla-der. Hele Jordens overflade er opdelt isådanne plader, som består af oceanisk el-ler kontinental skorpe og desuden omfat-ter den øverste, stive del af kappen. Pla-derne glider på et blødt, delvis opsmeltetlag lidt længere nede i kappen. Drivkraftenbag pladetektonik er varmeproduktion iJordens indre under henfald af radioaktivegrundstoffer. Varmen skaber en langsomstrømning (konvektion) inde i Jordens kap-pe, og denne strømning styrer pladernesbevægelser på Jordens overflade.

Pladernes destruktion Jordens volumen og overfladeareal er kon-stante, og der dannes hele tiden ny ocean-skorpe.Derfor må pladerne nedbrydes igen- og det sker, hvor de støder sammen. Detforegår typisk langs randen af et gammeltkontinent. Her skubbes oceanskorpen indunder kontinentet og føres ned i kappen,fordi oceanskorpe består af bjergarter, somer tungere end kontinentets. Gnidnings-modstanden mellem de to plader resultereri varmeudvikling og hyppige jordskælv.

Når den kolde oceanplade føres ned i dy-bet og varmes op, frigives der vand fravandholdige mineraler i pladens øverstedel. Vandet stiger op i kappen oven overden neddykkede oceanskorpe og sænkerderved kappens smeltepunkt. Derfor dan-nes der store mængder af smelte, somtrænger op gennem kappen og videre oplangs randen af det gamle kontinent, hvorførst en vulkansk øbue og senere en helbjergkæde vokser frem. Mellem øbuen ogdet gamle kontinent kan der dannes et lav-vandet hav, hvis aflejringer senere indgår iden nye bjergkæde. Et godt eksempel her-på er området omkring Japan, hvor Japaner øbuen med vulkaner og jordskælv, oghavet mellem Japan og Kina er indsynk-ningsbassinet bag øbuen. Andesbjergenelangs Sydamerikas vestkyst er et andet ek-sempel uden et lavvandet hav bag bjergkæ-den.Også det Ketilidiske orogen er danneti et sådant miljø.Støder to kontinenter sammen, vil de blivepresset ind i hinanden, og skorpen fortyk-kes. Under disse omstændigheder kan derdannes meget høje bjergkæder, fordi denfortykkede - men lette - skorpe flyder påkappen som et isfjeld i vand. Moderne ek-sempler findes i Alperne, hvor Afrika be-væger sig mod Europa, og i Himalaya, hvordet Indiske kontinent støder ind i Asien.

Pladetektonisk principskitse.Til højre ses dannelsen af ny oceanbund i en spredningszone langs en oceanryg; det sker langs en zone i kappen, hvor der er opadgåendekonvektion.Til venstre ses subduktion (neddykning) af en oceanplade under et kontinent. Herved sker der en delvis opsmeltning af kappen ovenover den neddykken-de plade, som fører til dannelsen af ny kontinental skorpe med granitintrusioner. Sammenlign med fig. 4.

Kontinentskorpe

Opsmeltning

Subduktion

Frikt

ion

KonvektionOpsmeltning

Vulkanisme

SPREDNINGSZONESUBDUKTIONSZONE

Oceanskorpe

OceanpladeIntrusioner

Flere steder i Sydgrønland er der i de se-nere år, ved hjælp af vaskepande og tålmo-dighed, fundet små synlige guldkorn i sandfra bunden af bestemte elve, som afvanderde Ketilidiske fjelde. Der er også foretagetsystematiske undersøgelser, hvor indhol-det af guld i sand fra vandløb er analyseretrutinemæssigt, se fig. 6.Det Ketilidiske oro-gen er en guldprovins - dvs. en region, hvorindholdet af guld er forhøjet i forhold tilandre regioner, og hvor mulighederne forat finde brydeværdige guldforekomsterderfor er større end normalt.Guldmineraliseringer er ofte knyttet tilhydrothermale omdannelser*, dvs. omdan-nelser forårsaget af gennemstrømmendevarmt vand. Den slags omdannelser er al-

mindelige i visse dele af det Ketilidiske oro-gen, specielt i den del af Sandstenszonen,der ligger tæt på Julianehåb batholitten, sefig. 6. De mest lovende guldfund er gjort ikvartsårer, der som oftest kun er få cm ogallerhøjst omkring 1 m tykke. De guldhol-dige kvartsårer findes for eksempel i for-skydningszoner* og breccier* inde i batho-litten, og i vulkanske bjergarter i Sand-stenszonen i nærheden af batholitten.

Nalunaq guldforekomsten i KirkespirdalenDe mest interessante guldfund er gjort iKirkespirdalen på Nanortalik halvøen mel-lem Tasermiut og Søndre Sermilik (fig. 3 og6). Her - og i andre dele af Ketiliderne -

blev der i 1980’erne systematisk søgt efterguld i sand fra bunden af vandløb, og dervar gevinst i flere af dem. Nanortalik kom-mune og private investorer forsøgte førstat udvinde guld direkte fra de løse nutidigeaflejringer i bunden af Kirkespirdalen, mendet viste sig desværre, at lødigheden varfor lav. I 1992 fandt Nunaoil A/S synligt guldi en op til 50 cm tyk kvartsåre i en fjeldsi-de halvvejs oppe i Kirkespirdalen. Fore-komsten fik navnet Nalunaq - "stedet, derer svært af finde". I 1993–95 fandt selska-bet meget høje guldkoncentrationer i bo-rekerner, som ansporede til fortsatte un-dersøgelser. I sommeren 1998 blev en 300m lang tunnel sprængt ind i fjeldet langsden mest lovende kvartsåre, og der blev

7

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

Guld i Ketiliderne

48° W 44° W

100 km

27 oktober 1999

62°N

61°N

60°N

Lindenow FjordSârdloq forskydnings-

zonen

Kobberminebugt

Kap Farvel

Kangerluluk

Arkæiskforland

Grænsezonen

Julianehåbbatholitten

Sandstens-zonen

Kendte guldforekomster

NalunaqSkiferzonen

Nanortalik

Qaqortoq

24.8

10.8

7.0

5.1

4.0

3.3

2.7

2.2

1.9

1.5

1.3

1.1

0.9

0.7

0.6

0.4

0.3

0.2

0.1

0.0

Au, mg/ton

Fig. 6. Geokemisk kort over fordelingen af guld i Ketiliderne, påvist ved hjælp af analyser af løse sedimentprøver fra bunden af vandløb. Der er analyseret for guld inæsten 2500 prøver, som er systematisk indsamlet i hele den isfri del af Sydgrønland. Guldmængden i prøverne varierer fra nul, mørk blå farve, til 850 milligram pr.ton, rød farve. Hvis der er over 10 milligram pr. ton i flere prøver fra det samme område, er der gode chancer for at finde guldforekomster i oplandet ovenfor bækken.Trekantsymbolerne viser steder, hvor der er fundet guld i fast fjeld, men hvor der ikke for tiden er planer om brydning. Forekomsten ved Nalunaq er vist med en stjerne.Kortet viser ikke guldindholdet i de enkelte prøver, men beregnede gennemsnit for hvert af de små kvadrater, som opbygger kortet.

8

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

31

/9

9

Grundstoffer, isotoper og radioaktivt henfaldDet naturlige henfald af radioaktive grund-stoffer til andre grundstoffer, som ikke erradioaktive, kan benyttes til geologisk al-dersbestemmelse.Mange grundstoffer består af flere forskel-lige isotoper - det vil sige varianter af detsamme grundstof med lidt forskellig atom-vægt. For eksempel findes der tre isotoperaf kulstof. To af dem er ikke radioaktive,men den tredje isotop,kulstof-14,er radio-aktiv og henfalder til kvælstof.Tilsvarendehenfalder begge de to naturligt forekom-mende isotoper af uran til to forskelligeisotoper af bly. Radioaktivt henfald er enproces, hvor en bestemt brøkdel af den ra-dioaktive isotop henfalder i løbet af et gi-vet tidsrum. Man taler om halveringstiden,den tid det tager for halvdelen af den op-rindelige mængde at henfalde.

Aldersbestemmelse med zirkonkrystaller og titanitNår man foretager geologiske aldersbe-stemmelser, udnytter man naturligt radio-aktivt henfald i en bjergart eller et mineral,som man vil kende alderen på. Ud fra hal-veringstiden for den radioaktive isotop ogmålinger af dens restmængde samt mæng-den af det nydannede henfaldsprodukt, kan

man beregne dannelsestidspunktet forbjergarten eller mineralet.Mineralet zirkon (ZrSiO4) er velegnet her-til. Zirkon dannes ved krystallisation fragranitiske smelter som små, aflange kry-staller (se figur). Foruden metallet zirkoni-um indeholder zirkon også lidt uran, sompasser ind i krystalgitteret på de pladser,hvor zirkonium ellers sidder. Derimod erder ikke plads til bly - urans henfaldspro-dukt - når krystallerne dannes.Fra det øjeblik, zirkonkrystallerne er ud-krystalliseret fra granitten og afkølet til un-der ca. 800°C, er deres indre forseglet fraomverdenen, og det radioaktive ur begyn-der at tikke. Det bly, som siden dannes veduranets henfald, passer ganske vist ikke ikrystalgitteret, men fanges alligevel inde ide solide krystaller.Zirkon kan tåle kraftigeydre påvirkninger som f.eks. deformation,metamorfose eller forvitring, uden at detindre krystalgitter påvirkes nævneværdigt.Ved aldersbestemmelsen pilles en zir-konkrystal ud af sin bjergart, og dens ind-hold af uran og bly undersøges i et masse-spektrometer, hvor de enkelte isotopermåles. Ud fra forholdene mellem de to iso-toper af uran og deres respektive henfalds-produkter af bly kan zirkonens alder bereg-nes og den geologiske hændelse tidsfæstes- i dette tilfælde intrusionen af en granit.

Aldersbestemmelse ved hjælp af mineralettitanit foregår i princippet på samme måde,men da titanit omkrystalliserer ved væs-entligt lavere temperaturer, giver det andregeologiske oplysninger end zirkon.Der fin-des også andre metoder til radiometriskaldersbestemmelse.

løbende udtaget prøver til analyse for atvurdere,om der var basis for at etablere enguldmine. Resultaterne var opmuntrende,og de videre undersøgelser foretages i øje-blikket af et privat selskab, hvori GrønlandsHjemmestyre har en aktiepost.

Lidt om mineraliserings-processerDe guldførende kvartsårer i Kirkespirdalen,som for øjeblikket undersøges med henblikpå etablering af en guldmine, findes i enmørk, grønlig bjergart bestående af omdan-net lava og tuf*.De vulkanske bjergarter blevafsat i et aflejringsbassin oven på Julianehåbbatholitten og siden udsat for metamorfo-

se* og deformation*, hvorved de blev trans-porteret mod nordøst langs en overskyd-ning eller under dannelsen af en stor liggen-de fold. Guldet sidder i smalle årer, som føl-ger fladtliggende forskydningszoner i de vul-kanske bjergarter. Årerne har en kerne afkvarts omgivet af mineralerne diopsid* ogfeldspat*. Der kan være synlige guldkorn påop til 2 millimeter i de kvartsrige dele afårerne,men guldet er desuden ofte koncen-treret i de diopsid- og feldspatrige dele ogusynligt for det blotte øje.De mineraliserede årer er afsat af hydro-thermale væsker under lavt tryk langssprækkezoner i de omdannede vulkanskebjergarter. Det ca. 250–350°C varme vand

havde et højt saltindhold og var formentligcirkulerende havvand, som blev varmet opved at gennemstrømme de øvre, opspræk-kede dele af den endnu varme Julianehåbbatholit.Varmt, saltholdigt vand kan opløseguld i de bjergarter, det passerer igennem -for eksempel lavaer, som oprindeligt harhaft et vist indhold af finfordelt guld, ellermuligvis dele af Julianehåb batholitten. Gul-det transporteres i det varme vand i formaf komplekse ioner, hvor positivt ladedeguld-ioner er omgivet af et antal negativt la-dede ioner. Genudfældningen sker, hvor fal-dende temperatur, tryk eller ændringer afde kemiske forhold gør de komplekseioner ustabile.

Aldersbestemmelse ved radioaktivt henfald

Typiske zirkonkrystaller fra en granodiorit i den vest-lige del af Julianehåb batholitten.Krystallerne er om-kring en kvart millimeter lange og 1796 millioner årgamle. Foto: M.A. Hamilton.

0,1 mm

JULIANEHÅB BATHOLITTEN

Julianehåb batholitten (fig. 5, s. 5) udgørden største del af det Ketilidiske orogen.På østkysten strækker den sig fra Napa-sorsuaq Fjord til Kangerluluk, ca. 70 km, ogpå vestkysten fra Kobberminebugt tilSøndre Sermilik, ca. 150 km. I alt dækker

batholitten et areal på omkring 30.000km2 incl. store områder under Indlands-isen.Batholitten består hovedsagelig af intrusio-ner af granit, granodiorit og andre silicium-rige bjergarter, som tilsammen udgør rød-derne af en typisk øbue. Der er også merebasiske intrusioner af diorit og gabbro, for-uden små mængder af lava og sedimentærebjergarter. Batholittens udbredelse er ty-delig på fig. 7, som viser et magnetisk kortover Sydgrønland optaget fra fly. De røde,magnetiske områder svarer ret præcis tilbatholittens udbredelse, idet batholittenindeholder mere magnetit end de omgi-vende bjergarter. Det magnetiske kort erupåvirket af, at målingerne i store områderer foretaget ned gennem Indlandsisen.

Magmatiske gangeTynde hornblende*- eller biotit*-bærendemagmatiske gange optræder i alle fire zo-

ner af det Ketilidiske orogen, men ersærligt talrige i batholitten (fig. 5, s. 5).Man-ge af gangene består af to forskellige kom-ponenter, en granitisk og en basisk, som erintruderet samtidig. Gangenes strukturerog kontaktforhold viser, at de er dannet,mens sidestenen endnu ikke var heltstørknet. De har således ofte en delvis mag-matisk foliation* af samme alder som i værts-bjergarten, og boudinering* er almindelig.

9

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

Ketilidernes opbygning og dannelseshistorie

100 km

Julianehåb

batholitten

639

528

454

403

367

328

294

260

228

195

160

123

80

47

11

-21

-44

-63

-92

-191 nT

48° W 44° W

100 km

62°N

61°N

60°N

Lindenow FjordSârdloq forskydnings-

zonen

Kobberminebugt

Kap Farvel

Kangerluluk

Arkæiskforland

Grænsezonen

Julianehåbbatholitten

SandstenszonenSkiferzonen

Nanortalik

Qaqortoq

Fig. 7.Magnetisk kort over Sydgrønland målt fra fly.De røde farver viser områder med højt magnetisksignal, som stort set svarer til udbredelsen af Julia-nehåb batholitten og primært skyldes tilstedeværel-sen af mineralet magnetit. Granitter af magmatiskog sedimentær oprindelse i nærheden af batholit-ten giver også forhøjede signaler. Undersøgelsenblev finansieret af Grønlands Hjemmestyre.nT (nannotesla) er den benyttede måleenhed forden magnetiske intensitet.

Nogle steder kurver sene gange ind i for-kastninger, medens andre er blevet for-skudt af forkastninger. Det viser, at deseneste gange og forkastningerne er sam-tidige.

Aldersbestemmelser af batholittenAldersbestemmelser af mineralet zirkonfra forskellige dele af Julianehåb batholitten

(se skemaet fig. 2 og boks) viser, at den ik-ke består af delvis opsmeltet Arkæiskgrundfjeld, men er dannet af smelter fraJordens kappe i Proterozoisk tid. Zirkondannes under krystallisation fra smelterved høje temperaturer, og aldersbestem-melser ved hjælp af zirkoner giver derforoplysninger om tidspunktet for intrusio-nen af den pågældende bjergart. Zirkonal-dre fra forskellige dele af Julianehåb batho-litten viser, at den blev intruderet formellem 1855 og 1792 millioner år siden,tilsyneladende med en længere pause påomkring 15 millioner år i perioden mellem1835 og 1820 millioner år.Aldersbestemmelser ved hjælp af minera-let titanit har givet andre oplysninger, nem-lig om tidspunktet for batholittens afkøling.Titanit omkrystalliserer ved væsentligt la-vere temperaturer end zirkon, ned til om-kring 550°C. Et stort antal aldersbestem-melser på titanit fra Julianehåb batholittengiver sammenfaldende aldre på omkring1800 millioner, år. Det er sandsynligvis om-kring dette tidspunkt, at batholitten for al-vor blev stabiliseret, voksede op over hav-niveau og begyndte at blive borteroderet.

Deformation af batholittenSamtidig med den magmatiske aktivitetblev den voksende batholit deformeretunder det vedvarende pres langs grænsenmellem den kontinentale og den neddyk-kende oceaniske plade. Deformationenforegik både, mens de enkelte granitlege-mer i batholitten var i færd med atstørkne, og efter deres afkøling. Store af-lange feldspatkrystaller blev derfor orien-teret parallelt med hinanden ved flydning,mens de stadig var delvis omgivet af smel-te, og da deformationen fortsatte ved la-vere temperaturer, blev dele af batholit-ten helt eller delvis omkrystalliseret tilgnejs.

Deformationskræfterne under det skævemøde mellem de to plader blev omsat tilto forskellige komponenter, der var ori-enteret henholdsvis på tværs af og paral-lelt med bjergkæden. De tværgåendekræfter betød, at bjergarterne blev tryk-ket sammen, og kræfterne parallelt medbjergkæden skabte sideværts forskydnin-ger.En stor del af de sideværts bevægelser varlokaliseret i markante, op til 1,5 km bredeforskydningszoner (fig. 8) bestående afstærkt udvalsede gnejser, for eksempelSârdloq forskydningszonen i den sydvestli-ge del af batholitten. Bevægelserne varmest venstregående, dvs. forskydningszo-nernes nordsider blev tvunget til venstre iforhold til deres sydsider (fig. 9). Forskyd-ningszoner dannes under plastisk defor-mation ved temperaturer på flere hundre-de grader. Under fortsat deformation vedendnu lavere temperaturer erstattes for-skydningszonerne af forkastninger, hvorbevægelsen sker i veldefinerede brud.I Kobberminebugt langs overgangen mel-lem Grænsezonen og Julianehåb batholit-ten viser deformationsstrukturer sammenmed aldersbestemmelser, at bevægelses-retningen er skiftet mindst to gange (seskemaet fig. 2). I begyndelsen, indtil for1845 millioner år siden,dominerede højre-gående bevægelser. Så fulgte der en langperiode på 45 millioner år med venstre-gående bevægelser imens størstedelen afbatholitten blev dannet, og derefter blevbevægelserne igen højregående.

10

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

3

/9

9

Fig. 8. Stejltstående forskydningszone i den østligedel af Julianehåb batholitten mellem Kangerluluk ogNapasorsuaq Fjord. Fjeldsiden er ca. 400 m høj. Pla-cering se fig. 3.

Fig. 9. Detalje af deformeret Julianehåb granodioritfra Sârdloq forskydningszonen. De deformerede ogomtrent linseformede men asymmetriske feldspat-krystaller afspejler venstregående bevægelse. Møn-ten er 2,7 cm i diameter.

GRÆNSEZONEN

Grænsezonen udgør den nordligste del afdet Ketilidiske orogen og befinder sig mel-lem det upåvirkede Arkæiske grundfjeld og

Julianehåb batholitten. På østkysten stræk-ker zonen sig fra Mogens Heinesen Fjordsydover til Napasorsuaq Fjord, og på vest-kysten fra Midternæs til Kobberminebugt.På et tidligt tidspunkt i den Ketilidiske oro-genese (se skemaet fig. 2) udgjorde regio-nen et lavvandet havområde mellem konti-nentet og øbuen over batholitten. Her blevmange forskellige sedimenter aflejret oven-på det Arkæiske grundfjeld (fig. 10). På vest-

kysten omfatter de så forskellige bjergartersom konglomerater*, kalksten, kvartsitiskesandsten, arkose*, kvartsbåndet jernmalmog slamstrøm-aflejringer*. De blev sidendækket af basaltiske pudelavaer* med ensamlet tykkelse på flere kilometer (fig. 11)og skåret af fladtliggende basiske intrusio-ner.Aldersbestemmelse af en granitisk rul-lesten fra et konglomerat midt i den vul-kanske sekvens viser, at de øverste lavaerer afsat for mindre end 1880 millioner årsiden (se skemaet fig. 2).Senere blev området trykket sammen frasydøst mod nordvest, hvorved der danne-des overskydninger og folder. Intensitetenaf både deformation og metamorfose tilta-ger mod syd,og fra Grænseland og sydover

er også grundfjeldet deformeret i en storåben fold. Flere steder i Grænsezonen op-træder der også enlige granitlegemer afsamme type som i Julianehåb batholitten.Det største af dem, Qôrnoq øjegranitten,blev intruderet samtidig med deformationaf sedimenterne ved begyndelsen af perio-den med venstregående forskydninger(skema fig. 2). De yngste Ketilidiske granit-ter i Grænsezonen blev intruderet for

omkring 1750 millioner år siden, da defor-mationen forlængst var afsluttet.Langs østkysten er de Ketilidiske konglo-merater og sandsten, som engang dækkededen sydøstlige del af det Arkæiske grund-fjeld, kun bevaret på nogle af de højestefjeldtoppe, som stikker op gennem Ind-landsisen, og der findes ingen basiske pude-lavaer. Syd for disse fladtliggende og stortset uomdannede aflejringer findes et lang-strakt bælte af stærkt deformerede, meta-morfoserede og delvis opsmeltede sedimen-ter afvekslende med granitiske intrusioner(fig. 12).

Aldersbestemmelser af zirkoner fra sedi-menterne i dette område har vist, at de for-

11

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

100 km

Grænsezonen

Fig. 10. Pålejringskontakt i Grænsezonen. Mørktfar-vede Ketilidiske sedimenter og lavaer er aflejretovenpå det lysere, nederoderede Arkæiske grund-fjeld i forgrunden. Foto mod nordøst over Grænse-land. Afstanden mellem pålejringskontakten i for-grunden og Indlandsisen i baggrunden er ca. 3 km.Foto:A. Steenfelt.

bavsende nok stammer fra Julianehåb bat-holitten og ikke fra det Arkæiske grund-fjeld. Det kan betyde, at den østligste del afbatholitten engang var en del af en selv-stændig øbue med et nordligt aflejringsbas-sin, og at den først under den efterfølgendedeformation er transporteret til sin nu-værende position klods op af det Arkæiskegrundfjeld.I nogle dele af Grænsezonen ses talrigetynde magmatiske gange, og på østkystener der fundet Ketilidiske gange i det Ar-kæiske grundfjeld helt op til 80 km nordfor batholitten.

12

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

3

/9

9

Fig. 12. Metamorfoserede og deformerede Ketilidiske sedimenter i Grænsezonen ved Napasorsuaq Fjord, skåret af en foldet granitisk gang. Under deformationen erden nederste del af den granitiske gang brudt op i flere stykker (boudinering, se ordlisten).

Fig. 11. Basisk pudelava fra det nordlige Grænse-land, afsat af en undersøisk lavastrøm. Hver lava-pude er omgivet af en finkornet rand, som skyldeshurtig afkøling ved kontakt med havvandet.

SANDSTENSZONEN OG SKIFERZONEN

Sandstenszonen sydøst for Julianehåb batho-litten er mellem 40 og 70 km bred og stræk-ker sig på vestkysten fra Søndre Sermilik tilTorsukattak,på østkysten fra Kangerluluk tilmundingen af Lindenow Fjord.Kontakten til Julianehåb batholitten bestårnogle steder af stejle nordøst–sydvest ret-tede forskydningszoner, for eksempel vedDanell Fjord, eller af fladtliggende forskyd-ningszoner som ved Nørrearm og Taser-miut.Andre steder som for eksempel i ‘Sor-te Nunatak’ området ved bunden af Kan-gerluluk (fig. 1) ses direkte aflejring af sedi-menter på ældre dele af batholitten ogintrusion af yngre granitter ind i aflejringer-ne. Disse vidt forskellige kontaktrelationerskyldes, at der foregik mange forskelligegeologiske processer næsten samtidig i etsærdeles aktivt geotektonisk miljø: erosio-nen af batholitten og aflejringen af sedimen-ter på andre dele af den foregik samtidigmed, at der også var magmatisk aktivitet ogregional deformation. Grænsen mellemSandstenszonen og Skiferzonen i sydøst erdelvis maskeret af yngre rapakivigranitter*,der er beskrevet sidst i artiklen.Sandstenszonen består af batholittens gro-ve nedbrydningsprodukter, som blev trans-porteret ud i et floddelta sydøst for øbueni retning mod det nu forsvundne ocean. Se-dimentpakken, der sammenlagt er nogle tu-sind meter tyk, er stærkt deformeret ogdelvis opsmeltet. Hist og her kan mange afde oprindelige aflejringstyper og aflejrings-strukturer dog stadig erkendes, som for ek-sempel krydslejring* (fig. 13). Aflejringerneer domineret af sandsten, men tættest påJulianehåb batholitten er der ofte indlejrethorisonter af konglomerat med rullesten af

granit, der stammer fra batholitten. For-skellige former for krydslejring tyder på, atmange af sandstenene blev aflejret i stærktstrømmende floder og i flodmundinger.Den mineralogiske sammensætning afsandstenene med deres store indhold affeldspat viser, at sandet blev aflejret megettæt på dets kilde. Feldspat har således enveludviklet spaltelighed, som forhindrer, atfeldspatkorn i sandfraktionen kan transpor-teres ret langt uden at blive yderligere fin-delt. Kalksandsten er også udbredte og kanvære afsat på lavt vand af algemåtter. Der-imod er kvartsitiske sandsten sjældne.Der er også indslag af mere lerholdige se-kvenser i Sandstenszonen,som lokalt - trodsintens deformation og metamorfose - harbevaret en veludviklet graderet lagdeling*(fig. 14). Graderingen viser, at disse sekven-ser er afsat af slamstrømme*, der med storhastighed har bevæget sig fra et kystnærtdelta længere ud i bassinet. Slamstrømmeneblev sat i gang af små jordskælv i det hastigtvoksende og ustabile aflejringsbassin.Desuden findes der flere meget interessan-te sekvenser med vulkanske bjergarter,som både omfatter tuffer* med vulkanskebomber* (fig. 15), agglomerater*, pudelava-er* og pudebreccier*. De bedst bevaredeligger ved Kangerluluk i den nordligste del

af Sandstenszonen.Andre forekommer vedDanell Fjord, Kutseq Fjord, og ikke mindstved Kirkespirdalen og Ippatitdalen nord forNanortalik. Både i Kirkespirdalen og vedKangerluluk indeholder de vulkanske bjerg-arter markante guldmineraliseringer, sombeskrevet i et af artiklens første afsnit.Skiferzonen er den sydligste del af det Ke-tilidiske orogen. Den er mindst 70 km bredog strækker sig helt til Kap Farvel, Grøn-lands sydligste spids. Zonen består overve-jende af bjergarter dannet fra finkornedeaflejringer, som er afsat på dybere vand oglængere væk fra deres kilde end i Sand-stenszonen.Tilsammen afspejler Sandstens- og Skife-rzonens bjergarter hurtige transport- ogaflejringsprocesser i et lavvandet og tekto-nisk ustabilt bassin med vulkanske udbrudpå randen af et voksende kontinent.

13

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

100 km

Skifer-zonenSandstens-

zonen

Fig. 14.Graderet lagdeling i stejltstående, tæt foldedesedimenter i Sandstenszonen ved bunden af DanellFjord.Tre graderede lag ses øverst til højre i billedet:hver af de lyse zoner repræsenterer den nederste,grove del af et lag. Hammerhovedet peger i retningaf foldeaksen for den opretstående fold.

Fig. 13. Krydslejret sandsten i Sandstenszonen nordfor Danell Fjord. De oprindelige sedimentære struk-turer i sandstenen er bevaret på dette sted, selv omnogle af lagene ved nærmere undersøgelse viser be-gyndende opsmeltning.Møntens diameter er 2,8 cm(femkrone midt i billedet).

Sedimenternes oprindelseZirkonerne i Sandstenszonens og Skiferzo-nens sedimenter stammer fra magmatiskebjergarter og er senere transporteret medfloder og slamstrømme ud i aflejringsbassi-net. De har aldre, som stort set overlappermed batholittens dannelse (skemaet fig. 2).

Aldre mellem ca. 1850–1800 millioner årdominerer, og de yngste korn er ca. 1795millioner år gamle.Enkelte korn er dog me-get ældre. Sammenholdt med aflejringsbas-sinets placering umiddelbart op ad Juliane-håb batholitten og aflejringernes umodnemineralogiske sammensætning viser de do-

minerende zirkonaldre, at aflejringernehovedsagelig stammer fra nedbrydning afbatholitten.Alderen af de yngste sediment-korn fortæller, at aflejringen i dele af Sand-stenszonen først blev afsluttet for omkring1795 millioner år siden.

Omdannelse af Sandstenszonen og SkiferzonenAldersbestemmelser af nydannede magmati-ske zirkoner i yngre granitter, som er intru-deret ind i aflejringerne samtidig med deresdeformation og metamorfose, har givet etmeget nøjagtigt billede af Sandstenszonensvidere historie (skemaet fig. 2) - og den var igeologisk forstand både hurtig og dramatisk.Umiddelbart efter aflejringen af sedimenter-ne, for mellem ca. 1792 og 1785 millioner årsiden, undergik begge aflejringszoner 4–5 fa-ser af intens deformation ledsaget af meta-morfose ved høj temperatur og lavt tryk.Der blev også intruderet granit, granodiorit,diorit og gabbro. Disse intrusioner kan allebetragtes som sene udtryk for de sammepladetektoniske processer, som allerede for-inden havde givet ophav til Julianehåb batho-litten. Også deformationen skyldtes plade-tektonisk aktivitet, idet de nyligt aflejredesedimenter og deres magmatiske intrusionerblev skubbet sammen og foldet foran Juliane-håb batholitten i det område, hvor den oce-aniske skorpe blev ført ind under kanten afkontinentet (fig. 4).De to tidligste deformationsfaser havde fæl-les retning og kan kun adskilles fra hinandenfå steder. De gav ophav til en fladtliggendeskifrighed og strækning af bjergarterne paral-lelt med orogenet.Bjergarts- og mineralteks-turer omkring Nørrearm viser, at transport-retningen i toppen af lagpakken var modnordøst, altså på langs af orogenet. Samtidigdannedes tætte, stejltstående til liggendesmåfolder. En hornblendegranit, intruderetmod slutningen af den 2. deformationsfase,har givet en zirkonalder på 1792 millioner år.Deformationen var altså i fuld gang alleredeet par millioner år efter aflejringen af sedi-menterne.Under den 3. og 4. deformationsfase blevder dannet meget store folder med bølge-længder på op til flere kilometer, først fladt-liggende og siden stejltstående.Denne fold-ning blev ledsaget af delvis opsmeltning,hvorved den allerede dannede skifrighed

14

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

3

/9

9

Fig. 16. Stærkt foldet og delvis opsmeltet sandsten syd for Danell Fjord. Møntens diameter er 2,8 cm.

Fig. 15.Vulkansk bombe i askeaflejringer i Sandstenszonen ved Kangerluluk. Da bomben landede, forstyrrededen lagdelingen i askelagene under sig og dannede en såkaldt bombesæk. Bomben er overlejret af uforstyr-rede askelag. Møntens diameter er 2,8 cm.

blev delvis udvisket (fig. 16). I de områder,hvor opsmeltningen var mest intens, går se-dimenterne gradvist over i granatførendegranitter af sedimentær oprindelse, der kandanne store, sammenhængende lag.Tidspunktet for den intense opsmeltningkan også fastlægges, idet der under op-smeltningen af sediment til granit skete ennyvækst af zirkon - enten i form af helt nyekrystaller eller ved, at et nyt lag voksedeudenpå gamle zirkoner. Den nye zirkon-vækst foregik i perioden for 1790–1785millioner år siden. Det meste af aflejringenog den meget gennemgribende deforma-tion og metamorfose foregik altså på min-dre end 10 millioner år - et meget korttidsrum set i lyset af hele orogenets levetid.Den 5.deformationsfase er kun udviklet lo-kalt, og resulterede ligesom den 4. fase istore åbne folder.Under metamorfosen af silt- og lerholdigesedimenter dannedes mineralerne anda-lusit*, sillimanit*, granat* og cordierit*,mens kvarts, feldspat og biotit blev omkry-stalliseret. Metamorfosen af sedimenterne,den delvise opsmeltning og den lokale gra-nitdannelse må være sket ved høj tempera-tur og lavt tryk, fordi de nydannede minera-ler kræver disse temperatur- og trykforholdfor at kunne vokse.Disse processer foregiksamtidig med sammenpresningen af aflej-ringssbassinet. I den indre del af DanellFjord, tæt ved Julianehåb batholitten, nåedemetamorfosen op på en temperatur om-kring 580°C og 3 kilobar, svarende til tryk-ket 10 km under jordoverfladen. I Skiferzo-nen omkring Prins Christian Sund blev detendnu varmere, omkring 800°C ved 5 kilo-bar (ca. 15 km nede). Disse tal viser, at dengeothermale gradient har været ekstremthøj, omkring 60°C/km - især når det hus-kes, at der er tale om en situation, hvor entyk sekvens af kolde, nyligt aflejrede sedi-menter skulle opvarmes.Varmen må væretilført nedefra ved intrusion af de alleredeomtalte legemer af granit, granodiorit, dio-rit og gabbro, og muligvis også ved intrusi-on af store fladtliggende linser af basiskmagma nær grænsen mellem skorpen ogkappen. De mange basiske gange, som ogsåfindes i Sandstens- og Skiferzonerne, kanmuligvis have været forbundet med sådan-ne magmaer.

Rapakivigranitter

Den sydlige og østlige del af det Ketilidiskeorogen indeholder en række store intrusio-ner af rapakivigranit, der ofte fremstår sommarkante og spidse fjeldmassiver (fig. 17).Granitternes form skyldes, at de er meget

homogene og derfor har modstået den glaci-ale erosion under Grønlands nedisning bed-re end de omgivende bjergarter.Rapakivigra-nitterne indeholder karakteristiske, op til 10cm store, runde feldspatkrystaller med grå-lige kerner af kalifeldspat og hvide rande afplagioklas (fig. 18); navnet er finsk, da denneslags granitter først blev beskrevet fra detsydlige Finland.

De Ketilidiske rapakivigranitter blev intrude-ret som tykke, fladtliggende legemer højt op-pe i skorpen i perioden for mellem1755–1725 millioner år siden (skema fig. 2),længe efter den intense deformation og met-amorfose af Sandstens- og Skiferzonerne.

15

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

100 kmRapakivigranitter

Fig. 18. Karakteristisk rapakivitekstur i rapakivigra-nit: den store runde feldspatkrystal har en grå ker-ne af kalifeldspat omgivet af en tynd hvid rand afplagioklas. Møntens diameter er 2,8 cm.

Fig. 17. Rapakivigranit set fra helikopter: Kirkespiret(1590 m) nordøst for Nanortalik.

16

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

3

/9

9

Tidligere og nuværende undersøgelser afKetiliderne

Allerede under napoleonskrigene, 1806–13, foretog den tyske mineralog K. L. Gie-secke geologiske undersøgelser og indsam-lede mineraler i det sydlige Grønland. I1938 adskilte den schweiziske geolog C. E.Wegmann Ketiliderne fra det Arkæiskegrundfjeld og navngav dem efter KetilsFjord (nu Tasermiut, se fig. 3). Senere fulgteGrønlands Geologiske Undersøgelses sy-stematiske kortlægning i 1960’erne og geo-kemiske undersøgelser i Sydgrønland om-kring 1980. GEUS’ nuværende undersøg-elser begyndte i 1992.En af GEUS' væsentligste opgaver i Grøn-land er at tilvejebringe et overblik over mu-lighederne for at finde og udnytte mineral-ske råstoffer. Det foregår både i form afregional geologisk og geofysisk kortlæg-ning, laboratorieundersøgelser og detail-studier af mineraliserede områder. Flere afdisse undersøgelser foregår i samarbejdemed Grønlands Hjemmestyre, som i de se-

nere år også har ydet store økonomiske bi-drag til især luftbårne geofysiske under-søgelser. Den direkte prospektering efterbrydeværdige forekomster kræver storeressourcer og foretages normalt af privateselskaber (fig. 19), men på baggrund af deregionale undersøgelser i offentligt regi.I Grønlands Prækambriske* grundfjeld be-finder de økonomisk interessante minerali-seringer af guld og andre metaller sig oftesti omdannede sedimentære og vulkanskebjergarter - altså i bjergarter, som oprinde-ligt er dannet oven på jordskorpen. GEUS’SUPRASYD projekt i det Ketilidiske oro-gen (med feltundersøgelser i perioden1992–1996) havde netop til hensigt at tilve-jebringe et moderne grundlag for en vur-dering af de økonomisk-geologiske mulig-heder i de oprindelige overfladebjergarter(SUPRA: ovenpå, SYD: Sydgrønland). Enstor del af disse områder blev lokaliseretog beskrevet af GGU under geologisk kort-

lægning og rekognoscering i 1960’erne,men da SUPRASYD projektet blev påbe-gyndt i sommeren 1992, viste det sig hur-tigt, at nogle af de ældre kort var misvisen-de. Det blev klart, at der foruden denøkonomisk-geologiske evaluering også varbrug for en nytolkning af Ketiliderne set ilyset af teorien om pladetektonik, som i demellemliggende år er blevet anerkendt somgrundlæggende for Jordens geologiske ud-vikling (se boks om pladetektonik). Siden1997 er de grundvidenskabelige under-søgelser i Ketiliderne fortsat med støtte fraCarlsbergfondet og Statens Naturviden-skabelige Forskningsråd til forfatteren, ogfra det britiske forskningsråd NERC til hanssamarbejdspartnere. Sideløbende hermedsammenstilles samtlige geologiske og geo-fysiske data fra Ketiliderne i elektroniskform af GEUS til støtte for vurderingen afde økonomisk-geologiske muligheder.

Fig. 19. Geologer fra Nunaoil A/S på arbejde under guldprospektering i den sydlige del af Julianehåb batholitten i sommeren 1993. Spaden bruges til prøvetagning afskredkegler med løse nedbrydningsprodukter, der samler sig under de stejle fjeldsider.

17

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

Pladetektonik, Guld og ...

Eksistensgrundlaget forden grønlandske befolkning er først ogfremmest en udnyttelse af de naturgiv-ne ressourcer: fiskeri, eventuelle olie-og gasforekomster, mineralske råstof-fer, samt turisme. Hertil kommer blok-tilskuddet fra Danmark, men den grøn-landske befolkning har et naturligtønske om, så vidt muligt, at være øko-nomisk uafhængig af hjælp fra Dan-mark. I lange perioder har minedrift gi-vet det grønlandske og danske samfundpæne indtægter, senest i 1973–1990 frably-zinkminen i Maarmorilik ved Uum-mannaq, men der er i øjeblikket ingenminedrift, og indvinding af olie eller gasligger i bedste fald adskillige år ude ifremtiden.Det er derfor vigtigt for GrønlandsHjemmestyre, at der til stadighed fore-tages både basisundersøgelser (for-trinsvis af GEUS i samarbejde medHjemmestyret) og mineralefterforsk-ning (af private selskaber) med henblikpå at genetablere minedrift i Grønland.Guldforekomsten ved Kirkespirdalen idet Ketilidiske orogen må i øjeblikketbedømmes som det mest realistiskebud på en kommende minedrift - tiltrods for de stærkt svingende guldpri-ser gennem 1998 og 1999, som gør detvanskeligt at bedømme økonomien iprojektet. GEUS’ basisundersøgelser iKetiliderne har placeret guldforekom-sten i Kirkespirdalen i en regional geo-logisk sammenhæng, og de har vist, atder findes guldmineraliseringer af sam-me type i bestemte andre dele af oro-genet.

En eventuel guldmine iKirkespirdalen vil rejse en række prin-cipielle spørgsmål omkring optimal ud-nyttelse af ressourcen, bosættelse, lokalkontra importeret arbejdskraft, gradenaf lokal forarbejdning og monitering afforureningen - som igen hænger sam-men med forarbejdningsgraden. Ram-merne for, hvordan mange af dissespørgsmål skal håndteres, er fastlagt iLov om mineralske råstoffer m.v. iGrønland, som senest er justeret i1998.Minedrift er i princippet aldrig økolo-gisk bæredygtig, idet den brudte malmikke gendannes. Tværtimod frigøresstore mængder løst affald ved forar-bejdningen af malmen - i tilfældet guld-malm de 99.999% af råmalmen, som ikkeer guld. Hvis malmen forarbejdes påstedet, skabes der lokal beskæftigelsemen samtidig problemer med depone-ring af affaldet. Hvis råmalmen i stedetfragtes væk og forarbejdes et andetsted, er affaldet modtagernes problem,men lokalsamfundet taber arbejdsplad-ser og indtjening.Erfaringerne fra bly-zinkminen ved Maar-morilik viser, at det godt kan lade siggøre at foretage rentabel minedrift iGrønland med behørigt hensyn til bådelokalsamfundet og det sarte arktiskemiljø.Hvad angår beskæftigelsen vokse-de andelen af lokal arbejdskraft væsent-ligt i løbet af minens levetid. På miljø-siden foregik der en konstant overvåg-ning af forureningsgraden i fjordsyste-met omkring minen, og der blev løben-de henlagt midler til den totale afslut-tende oprydning, som fandt sted i 1990.

Geologisk grundforsk-ning og efterforskning af mineralskeråstoffer går ofte hånd i hånd, som detses i eksemplet fra Ketiliderne. Der eren gensidig afhængighed og interessefor samarbejde, ofte i samspil med uni-versiteter og uddannelse af nye forske-re. Rent bortset herfra er de naturgiv-ne muligheder for geologisk forskning iGrønland i verdensklasse. Grønland eret selvstændigt mikrokontinent, somgennem sin 4 milliarder år lange udvik-ling kan illustrere omtrent alle formerfor geologiske processer. I de isfri regi-oner langs kysterne er det faste fjeld til-med blotlagt i tre dimensioner og ikkesom i de fleste andre dele af verdendækket af overjord eller tæt vegetation.GEUS har en lang tradition for interna-tionalt samarbejde omkring den geolo-giske udforskning af Grønland, hvorbåde principielle problemstillinger ogkonkrete forhold af umiddelbar inter-esse for mine- og olieselskaber under-søges i fællesskab af danske og uden-landske forskere.Selve det Ketilidiske orogen er relativtlet at udforske, når man ser bort fra debesværlige adgangsforhold, den kortesommer og den barske natur.Orogenethar en simpel overordnet opbygning,ogdet er stort set upåvirket af seneregeologiske hændelser. Det betyder foreksempel, at deformationsstrukturerer lette at tolke, og at aldersbestem-melserne bliver præcise, fordi de mine-raler, som undersøges, ikke er blevetforstyrret af senere opvarmning.

SAMFUNDET FORSKNINGENMILJØET

Andalusit og sillimanit:To aluminium-rigemineraler, som dannes ved metamorfose aflersten. Mineralerene har samme kemiskesammensætning. Andalusit dannes ved lavttryk og forholdsvis lav temperatur, menssillimanit dannes ved høj temperatur.

Agglomerat: Vulkansk aflejring beståendeaf lavafragmenter i forskellig størrelse.

Arkose: Sandsten med stort indhold affeldspat.

Arkæisk tid: Perioden for mellem 4000 og2500 millioner år siden,hvor de første kon-tinenter opstod. Jordens alder er omkring4600 millioner år.

Batholit: En batholit består af et stort an-tal massive granitlegemer, som er trængt opi en øbue og størknet i dybet; de udgørrødderne i øbuen.

Biotit: Mørk glimmer.Almindeligt mineral ibl. a. granit, gnejs og glimmerskifer.

Breccie: Knusningsbjergart, der hovedsa-geligt består af kantede brudstykker.

Boudinering: En struktur, som opstår un-der plastisk deformation, når et hårdt(kompetent) lag omgivet af en blød side-sten bliver strakt. Det kompetente lagbliver revet over i regelmæssige, tønde-formede stykker, mens sidestenen udfyl-der de huller, der opstår mellem brud-stykkerne.

Cordierit: Aluminium-rigt mineral, derdannes ved metamorfose af lersten underhøj temperatur og lavt tryk.

Deformation: En generel betegnelse forsammenpresning, strækning, foldning ellerforskydning af bjergarter.

Diopsid: Grønt calcium- og magnesium-holdigt mineral, der ofte dannes ved meta-morfose eller hydrothermale omdannelser.

Feldspat: Almindelig mineralgruppe (kali-feldspat og plagioklas), som udgør en stordel af mange almindelige bjergarter, blandtandet granit.

Forskydningszone (engelsk: shear zone):En bevægelseszone forholdsvis dybt i jord-skorpen, hvor der er sket en langsom glid-ning og udvalsning af bjergarterne.Tæt vedjordens overflade sker tilsvarende bevægel-ser ved gentagne hurtige brud langs for-kastninger, hvorved der opstår jordskælv.

Graderet lagdeling: Lagdeling i sedimen-ter,hvor de groveste korn ligger i bunden aflaget, og de finere partikler opefter. Grade-ret lagdeling findes i sedimenter, der er af-sat af slamstrømme.

Granat: Mineral, der blandt andet dannesved metamorfose af lersten.

Hornblende: Almindeligt, jern- og magne-siumholdigt mineral i f. eks. granit og gab-bro.

Hydrothermal omdannelse: Omdannelseaf en bjergart ved hjælp af gennemstrøm-mende varmt vand, der har opløst og evt.genudfældet materiale.

Konglomerat: Sediment bestående af af-rundede sammenblandede bjergartsfrag-menter med meget forskellig kornstørrelse- og ofte med forskellig oprindelse.

Krydslejring: Sedimentstruktur med skrålagdeling, som viser, at sedimentet er afsataf strømmende vand.

Lava:Vulkansk bjergart, der er størknet fraen smelte til en sammenhængende sten-masse på Jordens overflade eller på hav-bunden.

Magma (adjektiv: magmatisk): Sten-smelte. Basiske magmaer er rige på jern ogmagnesium og forholdsvis varme.Sure ellergranitiske magmaer er koldere og rige påsilicium, natrium og kalium.

Magmatisk foliation: Pladeagtig bjerg-artsstruktur, der er dannet, medens bjerg-arten var helt eller delvist smeltet.

Metamorfose: Omkrystallisering af bjerg-arter i Jordens indre under varierende ogofte højt tryk og temperatur. Under meta-morfosen dannes der som regel nye mine-

ralselskaber, og ved høj metamorfose kanen del af bjergarten begynde at smelte.

Orogen, orogenese: Bjergkæde, bjergkæ-dedannelse. Betegnelsen refererer ikke tilhøje bjerge, men til de processer, der fore-går under den geologiske opbygning afbjergkæden med aflejring af sedimenter,magmatisk aktivitet, metamorfose og de-formation.

Proterozoisk tid: Perioden fra 2500-580millioner år siden, inden der fandtes skal-bærende dyr.

Prækambrium: Tiden før Kambrium (Ar-kæisk og Proterozoisk tid).

Pudebreccie: Vulkansk bjergart dannet afknust pudelava.

Pudelava: Ved undersøiske vulkanudbrudstørkner lavaen ofte meget hurtigt underdannelse af karakteristiske pudeformedelegemer. De enkelte puder er op til et parmeter store, og kan tilsammen danne tykkelag af pudelava.

Rapakivigranit: Grovkornet granit, der erkarakteriseret af store runde feldspatkry-staller med kerner af grålig eller rødlig kali-feldspat og tynde hvide rande af plagioklas.

Sediment, sedimentære bjergarter: Løseaflejringer som sand, ler og kalkslam og til-svarende faste bjergarter som sandsten,lersten og kalksten. De fleste sedimenteraflejres under vand som tykke lagpakker iindsynkende bassiner.

Sillimanit: se andalusit.

Slamstrøm: Slamstrømme opstår, når sedi-menter, der midlertidigt er aflejret på enskrånende havbund som f. eks. ydersiden afet delta, sættes i skred af f.eks. et jordskælv.Slamstrømme består af sammenblandedefine og grove partikler, der er opslemmet ivand, og de kan bevæge sig meget hurtigt.

Tuf: Vulkansk aske.

Vulkansk bombe: En stenblok,som er fløjetgennem luften under et vulkanudbrud.

18

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N DG

EO

LO

GI

NY

TF

RA

GE

US

3

/9

9

Ordliste

Dr. scient.Adam A. Gardeer seniorforsker i GEUS ved Afdeling for Geologisk Kortlægning, med arbejdsområde i Grønlands Prækambrium.Inden han i 1980 blev ansat ved det daværende Grønlands Geologiske Undersøgelse, tilbragte han 2 1/2 år i det syd-lige Afrika, hvor han underviste i geologi på University of Zambia. Han kender store dele af Grønland fra 20 somremed geologiske undersøgelser. Sammen med danske og udenlandske forskere har han skrevet en lang række artiklerom Grønlands geologi med emner, der spænder fra pladetektonik til facadesten, og han har kompileret fem geologi-ske kortblade.

Allaart, J. H. 1976: Ketilidian mobile belt inSouth Greenland. In: Escher, A. & Watt,W. S.(ed.): Geology of Greenland, 121–151. Cop-enhagen: Geological Survey of Greenland.

Allaart, J.,Andersen, S. & Weidick,A. 1975: Juli-anehåbsområdets geologiske historie. I:Madsen, V. E. (red.) Qaqortoq/Julianehåb1775–1975, 17–25. Nuuk/Godthåb: Sydg-rønlands Bogtrykkeri, 175 pp.

Chadwick, B. & Garde,A.A. 1996: Palaeo-pro-terozoic oblique plate convergence in Sou-th Greenland: a re-appraisal of the Ketilidi-an orogen. In:Brewer,T.S. (ed.) Precambriancrustal evolution in the North Atlantic re-gion. Special Publication of the GeologicalSociety (London) 112, 179–196.

Garde,A.A., Chadwick, B., Grocott, J., Hamilton,M.A., McCaffrey, K. J.W. & Swager, C. P. 1998:An overview of the Palaeoproterozoic Ke-tilidian orogen, South Greenland. In:Wardle,R. J. & Hall, J. (ed.) Eastern Canadian ShieldOnshore–Offshore Transect (ECSOOT),

Transect Meeting (May 4–5, 1998). Univer-sity of British Columbia, LITHOPROBE Se-cretariat, Report 68, 50–66.

Garde,A.A., Chadwick, B., McCaffrey, K. & Cur-tis, M. 1998: Reassessment of the north-western border zone of the Palaeoproter-ozoic Ketilidian orogen, South Greenland.Geology of Greenland Survey Bulletin 180,111–118.

Garde,A.A., Chadwick, B., Grocott, J. & Swager,C. P. (compilers) 1998: Geological map ofGreenland 1:100 000. Lindenow Fjord 60Ø.1 Nord.København:Danmarks og Grøn-lands Geologiske Undersøgelse.

Garde, A. A., Grocott, J. & McCaffrey, K. J.W. inpress: New insights on the north-easternpart of the Ketilidian orogen in South-EastGreenland. Geology of Greenland SurveyBulletin.

Grocott, J., Garde,A.A., Chadwick, B., Cruden,A.R.& Swager, C. 1999: Emplace- ment of rapa-

kivi granite and syenite by floor depressionand roof uplift in the Palaeo- proterozoicKetilidian orogen, South Green- land. Jour-nal of the Geological Society (London)156, 15–24.

Laursen, S. 1998: Guldfund i Kirkespir- da-len. Geologisk Nyt 5/98.

Petersen, J. S., Kaltoft, K. & Schlatter, D. 1997:The Nanortalik gold district in South Gre-enland. In: Papunen, H. (ed.) Mineral depo-sits: research and exploration. Where dothey meet? 285–288. Rotterdam: Balkema.

Stendal, H. 1995: Guld i Grønland. Varv1995/2, 35–46

Stendal, H. 1997:The Kangerluluk gold pro-spect. Shear zone hosted gold mineralisati-on in the Kangerluluk area,South-East Gre-enland. Danmarks og GrønlandsGeologiske Undersøgelse Rapport1997/53, 18 pp.

19

P L A D E T E K T O N I K O G G U L D F U N D

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

Her kan man læse videre

Dette temahæfte er den første samlede beskrivelse af det Ketilidiske orogen på dansk, og forfatteren ønsker at takke følgende kollegerpå GEUS, der har bidraget på forskellig måde:Troels Nielsen,Thorkild M. Rasmussen,Agnete Steenfelt, Henrik Stendal og Bjørn Thomas-sen. Forfatteren kan evt. være behjælpelig med at fremskaffe engelsksproget litteratur.

Forsidebillede:“Udsyn - indsigt”, udsnit af relief i Julianehåb granit på en fjeldskråning i Qaqortoq (Julianehåb) udført af den grønlandskekunstner Aka Høegh.

GE

OL

OG

IN

YT

FR

AG

EU

S3

/9

9

P O S T B E S Ø R G E T B L A D

0900 KHC

Danmarks og Grønlands GeologiskeUndersøgelse (GEUS) er en forsknings-og rådgivningsinstitution i Miljø- og Ener-giministeriet.Institutionens hovedformål er at udførevidenskabelige og praktiske undersøgel-ser på miljø- og energiområdet samt atforetage geologisk kortlægning af Dan-mark, Grønland og Færøerne.

GEUS udfører tillige rekvirerede opgaverpå forretningsmæssige vilkår.Interesserede kan bestille et gratis abon-nement på GEOLOGI - NYT FRA GEUS.Bladet udkommer 4 gange om året.Henvendelser bedes rettet til:Knud Binzer.

GEUS giver i øvrigt gerne yderligere op-lysninger om de behandlede emner ellerandre emner af geologisk karakter.

Eftertryk er tilladt med kildeangivelse.

GEOLOGI - NYT FRA GEUS er redigeretaf geolog Knud Binzer (ansvarshavende) isamarbejde med en redaktionsgruppe påinstitutionen.Konsulenter: Marianne Vasard Nielsen ogSteen Laursen.

Skriv, ring eller e-mail:GEUSDanmarks og Grønlands Geologiske UndersøgelseThoravej 8, 2400 København NV.Tlf.: 38 14 20 00 Fax.: 38 14 20 50E-post: geus@geus.dkHjemmeside: www.geus.dk

GEUS publikationer:Hos Geografforlaget kan alle GEUS’ ud-givelser købes.Henvendelse kan ske enten på tlf.:63 44 16 83 eller telefax: 63 44 16 97E-post: go@geografforlaget.dkHjemmeside: www.geografforlaget.dk

Adressen er:GEOGRAFFORLAGET 5464 Brenderup

ISSN 1396-2353

Produktion: Gitte Nicolaisen, GEUS

Tryk: From & Co.

Fotos: Adam A. Garde.

Illustrationer: Adam A. Garde ogGitte Nicolaisen.

GEUS’ årsberetning for 1998

Årsberetningen for 1998 kom midt på sommeren 1999.Beretningen skildrer institutionens arbejde på programområderne : Databanker , infor-mationsteknologi og generel formidling; Vandressourcer; Energiråstoffer; Mineralskeråstoffer og Grønlandskortlægning samt Natur og miljø.

Endvidere følgende 6 geologisk faglige artikler:

• Geologien der blev væk• Ny fokus på jordens ældste bjergarter• Sø og land• Kystovervågningen og kystmorfologi i Øresundsområdet• Forskningdrevet olieefterforskning i Vestgrønland i 1990erne• Geofysisk kortlægning af Grønland fra luften

Årsberetningen kan fåes så længe oplaget rækker ved henvendelse til GEUS. og kan ogsåses på institutionens hjemmeside www.geus.dk