Det ketilidiske orogen - en oversigt

af Adam A. Garde

Grønlands sydspids består af en nederoderet bjergkæde, som blev dannet for omkring 1800 millioner år siden langs randen af det ældre grundfjeld i nord. Regionen kaldes det Ketilidiske orogen eller blot Ketiliderne - navnet henviser til orogenese, som betyder bjergkædedannelse, og til Ketils Fjord, der er det nordiske navn for en af Sydgrønlands mest markante fjorde. Både ud fra forskningsmæssige og økonomisk-geologiske kriterier er det Ketilidiske orogen en meget interessant geologisk provins, og nye undersøgelser gennem de seneste år har ført til en helt ny teori for bjergkædedannelsen. Der er også gjort flere interessante guldfund, og i Kirkespirdalen ved Nanortalik er et efterforskningsselskab langt fremme med detailundersøgelser med henblik på at etablere en guldmine.

Figur 1. Sceneri ved fjeldet 'Sorte Nunatak' nordvest for Danell Fjord, på grænsen mellem Julianehåb batholitten og Sandstenszonen (stedet er vist på fig. 3). Den nederste del af fjeldmassivet består af granit tilhørende Julianehåb batholitten; den øvre del består af sandsten og sorte vulkanske bjergarter, der er aflejret på granitten.

Den sydligste del af Grønland blev dannet for mellem 1855 og 1725 millioner år siden i Proterozoisk tid*. Herved opstod Ketiliderne som en tilvækst af ny kontinental jordskorpe langs sydsiden af det ca. 3000 millioner år gamle Arkæiske* grundfjeld (fig. 1, 3 og 4). Skemaet fig. 2 viser en oversigt over Ketilidernes udvikling i tid og rum.

Figur 2. (Klik for forstørrelse) Oversigt over det Ketilidiske orogens udvikling i perioden fra omkring 1875 til 1725 millioner år siden, lodret i diagrammet. De fire zoner er vist skematisk fra venstre til højre, i retning fra nordvest til sydøst. Røde og grønne cirkler er aldersbestemmelser af zirkon. Hver rød cirkel viser alderen af en magmatisk intrusion eller tidspunktet for opsmeltning (se boks om aldersbestemmelse). De grønne cirkler er aldre på zirkonkrystaller i sedimenter, hvor aldersfordelingen giver et fingerpeg om sedimenternes oprindelse. Blå cirkler er udvalgte aldersbestemmelser af titanit, som viser afkøling af Julianehåb batholitten. Oversigten viser, at det tog mindst 50 millioner år at opbygge Julianehåb batholitten, og at den efterfølgende aflejring, deformation og metamorfose af Sandstens- og Skiferzonerne foregik meget hurtigt.

For godt og vel 1850 millioner år siden begyndte den sydlige grænse af det Arkæiske grundfjeld at blive ustabil, og der opstod en aktiv pladegrænse mod et ocean syd for grundfjeldet. Den oceaniske plade begyndte at bevæge sig i nordlig retning ind under kontinentet ved pladetektonisk underskydning (subduktion, se boks om pladetektonik). Under mødet mellem den kontinentale og den oceaniske plade begyndte den sydlige rand af det Arkæiske kontinent at synke ind, og der afsattes Ketilidiske sedimenter* og lavaer*. Samtidig blev der dannet en vulkansk øbue af basisk til granitisk sammensætning syd for kontinentet, som efterhånden blev til kernen i det Ketilidiske orogen*. Mødet mellem den kontinentale og oceaniske plade foregik ikke ved et frontalt sammenstød, men lidt sideværts i skæv vinkel. Herved opstod der et kompliceret system af deformations*- og forskydnings-zoner* i den nye bjergkæde, efterhånden som den voksede.

Bjergkædens rødder kan inddeles i fire zoner parallelt med den oprindelige nord-øst­sydvest rettede kontinentrand (fig. 3­4). De fire zoner er tilsammen op imod 225 kilometer brede: fra nordvest mod sydøst drejer det sig om: Grænsezonen mod det Arkæiske grundfjeld, Julianehåb batholitten Sandstenszonen , og Skiferzonen nærmest det forsvundne ocean. En batholit* består af et stort antal granitlegemer, der udgør rødderne i en øbue.

Figur 3. (Klik for forstørrelse) Geologisk kort over det Ketilidiske orogen. De små sorte skilte henviser til andre figurer.

Figur 4. (Klik for forstørrelse) Skematisk tværsnit gennem det Ketilidiske orogen fra Grænsezonen til Skiferzonen for 1785 millioner år siden, inden intrusion af rapakivigranitterne, set mod nordøst. Sammenlign med den skematiske figur i boksen om pladetektonik.

Julianehåb batholitten (fig. 5) opstod og fortsatte med at vokse, efterhånden som granitiske smelter dannet i forbindelse med underskydningen af den oceaniske plade trængte op i en øbue langs den sydlige grænse af det gamle grundfjeld. Smelterne (magmaet*) kom op i mange pulser i perioden for 1855­1794 millioner år siden, og størknede til store linseformede granitlegemer med volumener på op til flere tusind kubikkilometer. I den vestlige del af batholitten er granitlegemerne som regel stejltstående; mod øst er de ofte mere fladtliggende. Af og til trængte smelte helt op til overfladen og dannede vulkaner, så regionen blev dækket af aske og lava.
Mens vulkanerne voksede og forvitringen satte ind, hævede batholittens top sig op over havniveau. Erosionen nåede igennem det vulkanske dække ned til selve batholitten, og havområderne på dens flanker fik tilført masser af nedbrydningsmateriale.

Figur 5. Typisk parti af Julianehåb batholitten. Billedet viser granodiorit med en mørk intrusion af diorit i den bagerste del, gennemskåret af tynde basiske gange i mange retninger. Fra en 600 m høj fjeldside nordvest for gletscheren i bunden af Søndre Sermilik (placering, se fig. 3).

Grænsezonen nordvest for batholitten består nederst af omdannede aflejringer af sand og ler, der stammer fra det gamle grundfjeld nord for. Sandet og leret blev afsat i et lavvandet havområde, der tidligt under bjergkædedannelsen lå mellem grundfjeldet i nord og den voksende batholit i syd. I den vestlige del af Grænsezonen trængte basaltiske smelter op gennem havbunden og dannede tykke undersøiske lava-strømme.

Sandstenszonen og Skiferzonen på den oceanvendte sydside af batholitten består langt overvejende af omdannede sandsten og lersten - materiale, der oprindeligt stammer fra forvitring af batholitten - foruden mindre indslag af ældre nedbrydningsprodukter. Det groveste nedbrydningsmateriale, som tranportederes med floderne fra batholitten, blev afsat i den nordligste del af området i form af stenblokke, grus og sand, mens det finere materiale afsattes længere mod sydøst i det åbne hav i form af silt og ler. Der er dog også vulkanske aflejringer og magmatiske intrusioner i begrænsede mængder i begge zoner.
Umiddelbart efter sedimentationen blev både Sandstens- og Skiferzonen udsat for flere faser af intens deformation* og foldning. Samtidig foregik der en kraftig opvarmning, hvorved de sedimentære bjerg-arter blev omkrystalliseret og begyndte at smelte. Opsmeltningen forløb ved høj temperatur, men ved lavt tryk. Det skyldes muligvis, at der tilførtes ekstra varme fra store fladtliggende linser af magma nær grænsen mellem Jordens skorpe og kappe (fig. 4).

Pladetektonik

Guld i Ketiliderne

Flere steder i Sydgrønland er der i de senere år, ved hjælp af vaskepande og tålmodighed, fundet små synlige guldkorn i sand fra bunden af bestemte elve, som afvander de Ketilidiske fjelde. Der er også foretaget systematiske undersøgelser, hvor indholdet af guld i sand fra vandløb er analyseret rutinemæssigt, se fig. 6. Det Ketilidiske orogen er en guldprovins - dvs. en region, hvor indholdet af guld er forhøjet i forhold til andre regioner, og hvor mulighederne for at finde brydeværdige guldforekomster derfor er større end normalt.
Guldmineraliseringer er ofte knyttet til hydrothermale omdannelser*, dvs. omdannelser forårsaget af gennemstrømmende varmt vand. Den slags omdannelser er almindelige i visse dele af det Ketilidiske oro-gen, specielt i den del af Sandstenszonen, der ligger tæt på Julianehåb batholitten, se fig. 6. De mest lovende guldfund er gjort i kvartsårer, der som oftest kun er få cm og allerhøjst omkring 1 m tykke. De guldholdige kvartsårer findes for eksempel i forskydningszoner* og breccier* inde i batholitten, og i vulkanske bjergarter i Sandstenszonen i nærheden af batholitten.

Figur 6. (Klik for forstørrelse) 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 i næsten 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.

Nalunaq guldforekomsten i Kirkespirdalen

Lidt om mineraliseringsprocesser

Aldersbestemmelse ved radioaktivt henfald

Ketilidernes opbygning og dannelseshistorie

Julianehåb batholitten

Julianehåb batholitten (fig. 5) udgør den største del af det Ketilidiske orogen. På østkysten strækker den sig fra Napasorsuaq Fjord til Kangerluluk, ca. 70 km, og på vestkysten fra Kobberminebugt til Søndre Sermilik, ca. 150 km. I alt dækker batholitten et areal på omkring 30.000 km2 incl. store områder under Indlandsisen.
Batholitten består hovedsagelig af intrusioner af granit, granodiorit og andre siliciumrige bjergarter, som tilsammen udgør rødderne af en typisk øbue. Der er også mere basiske intrusioner af diorit og gabbro, foruden små mængder af lava og sedimentære bjergarter. Batholittens udbredelse er tydelig på fig. 7, som viser et magnetisk kort over Sydgrønland optaget fra fly. De røde, magnetiske områder svarer ret præcis til batholittens udbredelse, idet batholitten indeholder mere magnetit end de omgivende bjergarter. Det magnetiske kort er upåvirket af, at målingerne i store områder er foretaget ned gennem Indlandsisen.

Figur 7. (Klik for forstørrelse) Magnetisk kort over Sydgrønland målt fra fly. De røde farver viser områder med højt magnetisk signal, som stort set svarer til udbredelsen af Julianehåb batholitten og primært skyldes tilstedeværelsen af mineralet magnetit. Granitter af magmatisk og sedimentær oprindelse i nærheden af batholitten giver også forhøjede signaler. Undersøgelsen blev finansieret af Grønlands Hjemmestyre. nT (nannotesla) er den benyttede måleenhed for den magnetiske intensitet.

Magmatiske gange
Tynde hornblende*- eller biotit*-bærende magmatiske gange optræder i alle fire zoner af det Ketilidiske orogen, men er særligt talrige i batholitten (fig. 5). Mange af gangene består af to forskellige komponenter, en granitisk og en basisk, som er intruderet samtidig. Gangenes strukturer og kontaktforhold viser, at de er dannet, mens sidestenen endnu ikke var helt størknet. De har således ofte en delvis magmatisk foliation* af samme alder som i værtsbjergarten, og boudinering* er almindelig. Nogle steder kurver sene gange ind i forkastninger, medens andre er blevet forskudt af forkastninger. Det viser, at de seneste gange og forkastningerne er sam-tidige.

Aldersbestemmelser af batholitten
Aldersbestemmelser af mineralet zirkon fra forskellige dele af Julianehåb batholitten (se skemaet fig. 2 og boks) viser, at den ikke består af delvis opsmeltet Arkæisk grundfjeld, men er dannet af smelter fra Jordens kappe i Proterozoisk tid. Zirkon dannes under krystallisation fra smelter ved høje temperaturer, og aldersbestemmelser ved hjælp af zirkoner giver derfor oplysninger om tidspunktet for intrusionen af den pågældende bjergart. Zirkonaldre fra forskellige dele af Julianehåb batholitten viser, at den blev intruderet for mellem 1855 og 1792 millioner år siden, tilsyneladende med en længere pause på omkring 15 millioner år i perioden mellem 1835 og 1820 millioner år.
Aldersbestemmelser ved hjælp af mineralet titanit har givet andre oplysninger, nemlig om tidspunktet for batholittens afkøling. Titanit omkrystalliserer ved væsentligt lavere temperaturer end zirkon, ned til omkring 550°C. Et stort antal aldersbestemmelser på titanit fra Julianehåb batholitten giver sammenfaldende aldre på omkring 1800 millioner, år. Det er sandsynligvis omkring dette tidspunkt, at batholitten for alvor blev stabiliseret, voksede op over havniveau og begyndte at blive borteroderet.

Deformation af batholitten
Samtidig med den magmatiske aktivitet blev den voksende batholit deformeret under det vedvarende pres langs grænsen mellem den kontinentale og den neddykkende oceaniske plade. Deformationen foregik både, mens de enkelte granitlegemer i batholitten var i færd med at størkne, og efter deres afkøling. Store aflange feldspatkrystaller blev derfor orienteret parallelt med hinanden ved flydning, mens de stadig var delvis omgivet af smelte, og da deformationen fortsatte ved lavere temperaturer, blev dele af batholitten helt eller delvis omkrystalliseret til gnejs.

Figur 8. Stejltstående forskydningszone i den østlige del af Julianehåb batholitten mellem Kangerluluk og Napasorsuaq Fjord. Fjeldsiden er ca. 400 m høj. Placering se fig. 3. Figur 9. Detalje af deformeret Julianehåb granodiorit fra Sârdloq forskydningszonen. De deformerede og omtrent linseformede men asymmetriske feldspatkrystaller afspejler venstregående bevægelse. Mønten er 2,7 cm i diameter.

Deformationskræfterne under det skæve møde mellem de to plader blev omsat til to forskellige komponenter, der var orienteret henholdsvis på tværs af og parallelt med bjergkæden. De tværgående kræfter betød, at bjergarterne blev trykket sammen, og kræfterne parallelt med bjergkæden skabte sideværts forskydninger.
En stor del af de sideværts bevægelser var lokaliseret i markante, op til 1,5 km brede forskydningszoner (fig. 8) bestående af stærkt udvalsede gnejser, for eksempel Sârdloq forskydningszonen i den sydvestlige del af batholitten. Bevægelserne var mest venstregående, dvs. forskydningszonernes nordsider blev tvunget til venstre i forhold til deres sydsider (fig. 9). Forskydningszoner dannes under plastisk deformation ved temperaturer på flere hundrede grader. Under fortsat deformation ved endnu lavere temperaturer erstattes forskydningszonerne af forkastninger, hvor bevægelsen sker i veldefinerede brud.
I Kobberminebugt langs overgangen mellem Grænsezonen og Julianehåb batholitten viser deformationsstrukturer sammen med aldersbestemmelser, at bevægelsesretningen er skiftet mindst to gange (se skemaet fig. 2). I begyndelsen, indtil for 1845 millioner år siden, dominerede højregående bevægelser. Så fulgte der en lang periode på 45 millioner år med venstregående bevægelser imens størstedelen af batholitten blev dannet, og derefter blev bevægelserne igen højregående.

Grænsezonen

Grænsezonen udgør den nordligste del af det Ketilidiske orogen og befinder sig mellem det upåvirkede Arkæiske grundfjeld og Julianehåb batholitten. På østkysten strækker zonen sig fra Mogens Heinesen Fjord sydover til Napasorsuaq Fjord, og på vestkysten fra Midternæs til Kobberminebugt.
På et tidligt tidspunkt i den Ketilidiske orogenese (se skemaet fig. 2) udgjorde regionen et lavvandet havområde mellem kontinentet og øbuen over batholitten. Her blev mange forskellige sedimenter aflejret ovenpå det Arkæiske grundfjeld (fig. 10). På vestkysten omfatter de så forskellige bjergarter som konglomerater*, kalksten, kvartsitiske sandsten, arkose*, kvartsbåndet jernmalm og slamstrøm-aflejringer*. De blev siden dækket af basaltiske pudelavaer* med en samlet tykkelse på flere kilometer (fig. 11) og skåret af fladtliggende basiske intrusioner. Aldersbestemmelse af en granitisk rullesten fra et konglomerat midt i den vulkanske sekvens viser, at de øverste lavaer er afsat for mindre end 1880 millioner år siden (se skemaet fig. 2).

Figur 10. Pålejringskontakt i Grænsezonen. Mørktfarvede Ketilidiske sedimenter og lavaer er aflejret ovenpå det lysere, nederoderede Arkæiske grundfjeld i forgrunden. Foto mod nordøst over Grænseland. Afstanden mellem pålejringskontakten i forgrunden og Indlandsisen i baggrunden er ca. 3 km. Foto: A. Steenfelt.

Figur 11. Basisk pudelava fra det nordlige Grænseland, afsat af en undersøisk lavastrøm. Hver lavapude er omgivet af en finkornet rand, som skyldes hurtig afkøling ved kontakt med havvandet.

Senere blev området trykket sammen fra sydøst mod nordvest, hvorved der dannedes overskydninger og folder. Intensiteten af både deformation og metamorfose tiltager mod syd, og fra Grænseland og sydover er også grundfjeldet deformeret i en stor åben fold. Flere steder i Grænsezonen optræder der også enlige granitlegemer af samme type som i Julianehåb batholitten. Det største af dem, Qôrnoq øjegranitten, blev intruderet samtidig med deformation af sedimenterne ved begyndelsen af perioden med venstregående forskydninger ( skema fig. 2). De yngste Ketilidiske granitter i Grænsezonen blev intruderet for omkring 1750 millioner år siden, da deformationen forlængst var afsluttet.
Langs østkysten er de Ketilidiske konglomerater og sandsten, som engang dækkede den sydøstlige del af det Arkæiske grundfjeld, kun bevaret på nogle af de højeste fjeldtoppe, som stikker op gennem Indlandsisen, og der findes ingen basiske pude-lavaer. Syd for disse fladtliggende og stort set uomdannede aflejringer findes et langstrakt bælte af stærkt deformerede, metamorfoserede og delvis opsmeltede sedimenter afvekslende med granitiske intrusioner (fig. 12).

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

Aldersbestemmelser af zirkoner fra sedimenterne i dette område har vist, at de forbavsende nok stammer fra Julianehåb batholitten og ikke fra det Arkæiske grundfjeld. Det kan betyde, at den østligste del af batholitten engang var en del af en selv-stændig øbue med et nordligt aflejringsbassin, og at den først under den efterfølgende deformation er transporteret til sin nuværende position klods op af det Arkæiske grundfjeld.
I nogle dele af Grænsezonen ses talrige tynde magmatiske gange, og på østkysten er der fundet Ketilidiske gange i det Arkæiske grundfjeld helt op til 80 km nord for batholitten.

Sandstenszonen og Skiferzonen

Sandstenszonen sydøst for Julianehåb batholitten er mellem 40 og 70 km bred og strækker sig på vestkysten fra Søndre Sermilik til Torsukattak, på østkysten fra Kangerluluk til mundingen af Lindenow Fjord.
Kontakten til Julianehåb batholitten består nogle steder af stejle nordøst­sydvest rettede forskydningszoner, for eksempel ved Danell Fjord, eller af fladtliggende forskydningszoner som ved Nørrearm og Taser- miut. Andre steder som for eksempel i 'Sorte Nunatak' området ved bunden af Kangerluluk (fig. 1) ses direkte aflejring af sedimenter på ældre dele af batholitten og intrusion af yngre granitter ind i aflejringerne. Disse vidt forskellige kontaktrelationer skyldes, at der foregik mange forskellige geologiske processer næsten samtidig i et særdeles aktivt geotektonisk miljø: erosionen af batholitten og aflejringen af sedimenter på andre dele af den foregik samtidig med, at der også var magmatisk aktivitet og regional deformation. Grænsen mellem Sandstenszonen og Skiferzonen i sydøst er delvis maskeret af yngre rapakivigranitter*, der er beskrevet sidst i artiklen.
Sandstenszonen består af batholittens grove nedbrydningsprodukter, som blev transporteret ud i et floddelta sydøst for øbuen i retning mod det nu forsvundne ocean. Sedimentpakken, der sammenlagt er nogle tusind meter tyk, er stærkt deformeret og delvis opsmeltet. Hist og her kan mange af de oprindelige aflejringstyper og aflejringsstrukturer dog stadig erkendes, som for eksempel krydslejring* (fig. 13). Aflejringerne er domineret af sandsten, men tættest på Julianehåb batholitten er der ofte indlejret horisonter af konglomerat med rullesten af granit, der stammer fra batholitten. Forskellige former for krydslejring tyder på, at mange af sandstenene blev aflejret i stærkt strømmende floder og i flodmundinger. Den mineralogiske sammensætning af sandstenene med deres store indhold af feldspat viser, at sandet blev aflejret meget tæt på dets kilde. Feldspat har således en veludviklet spaltelighed, som forhindrer, at feldspatkorn i sandfraktionen kan transporteres ret langt uden at blive yderligere findelt. Kalksandsten er også udbredte og kan være afsat på lavt vand af algemåtter. Der-imod er kvartsitiske sandsten sjældne.
Der er også indslag af mere lerholdige sekvenser i Sandstenszonen, som lokalt - trods intens deformation og metamorfose - har bevaret en veludviklet graderet lagdeling* (fig. 14). Graderingen viser, at disse sekvenser er afsat af slamstrømme*, der med stor hastighed har bevæget sig fra et kystnært delta længere ud i bassinet. Slamstrømmene blev sat i gang af små jordskælv i det hastigt voksende og ustabile aflejringsbassin.

Figur 13. Krydslejret sandsten i Sandstenszonen nord for Danell Fjord. De oprindelige sedimentære strukturer i sandstenen er bevaret på dette sted, selv om nogle af lagene ved nærmere undersøgelse viser begyndende opsmeltning. Møntens diameter er 2,8 cm (femkrone midt i billedet).		Figur 14. Graderet lagdeling i stejltstående, tæt foldede sedimenter i Sandstenszonen ved bunden af Danell Fjord. 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 retning af foldeaksen for den opretstående fold.

Desuden findes der flere meget interessante sekvenser med vulkanske bjergarter, som både omfatter tuffer* med vulkanske bomber* (fig. 15), agglomerater*, pudelavaer* og pudebreccier*. De bedst bevarede ligger ved Kangerluluk i den nordligste del af Sandstenszonen. Andre forekommer ved Danell Fjord, Kutseq Fjord, og ikke mindst ved Kirkespirdalen og Ippatitdalen nord for Nanortalik. Både i Kirkespirdalen og ved Kangerluluk indeholder de vulkanske bjerg-arter markante guldmineraliseringer, som beskrevet i et af artiklens første afsnit.
Skiferzonen er den sydligste del af det Ketilidiske orogen. Den er mindst 70 km bred og strækker sig helt til Kap Farvel, Grønlands sydligste spids. Zonen består overvejende af bjergarter dannet fra finkornede aflejringer, som er afsat på dybere vand og længere væk fra deres kilde end i Sandstenszonen.
Tilsammen afspejler Sandstens- og Skiferzonens bjergarter hurtige transport- og aflejringsprocesser i et lavvandet og tektonisk ustabilt bassin med vulkanske udbrud på randen af et voksende kontinent.

Figur 15. Vulkansk bombe i askeaflejringer i Sandstenszonen ved Kangerluluk. Da bomben landede, forstyrrede den lagdelingen i askelagene under sig og dannede en såkaldt bombesæk. Bomben er overlejret af uforstyrrede askelag. Møntens diameter er 2,8 cm.

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

Sedimenternes oprindelse
Zirkonerne i Sandstenszonens og Skiferzonens sedimenter stammer fra magmatiske bjergarter og er senere transporteret med floder og slamstrømme ud i aflejringsbassinet. De har aldre, som stort set overlapper med batholittens dannelse ( skemaet fig. 2). Aldre mellem ca. 1850­1800 millioner år dominerer, og de yngste korn er ca. 1795 millioner år gamle. Enkelte korn er dog meget ældre. Sammenholdt med aflejringsbassinets placering umiddelbart op ad Julianehåb batholitten og aflejringernes umodne mineralogiske sammensætning viser de dominerende zirkonaldre, at aflejringerne hovedsagelig stammer fra nedbrydning af batholitten. Alderen af de yngste sedimentkorn fortæller, at aflejringen i dele af Sandstenszonen først blev afsluttet for omkring 1795 millioner år siden.

Omdannelse af Sandstenszonen og Skiferzonen
Aldersbestemmelser af nydannede magmatiske zirkoner i yngre granitter, som er intruderet ind i aflejringerne samtidig med deres deformation og metamorfose, har givet et meget nøjagtigt billede af Sandstenszonens videre historie (skemaet fig. 2) - og den var i geologisk forstand både hurtig og dramatisk.
Umiddelbart efter aflejringen af sedimenterne, for mellem ca. 1792 og 1785 millioner år siden, undergik begge aflejringszoner 4­5 faser af intens deformation ledsaget af metamorfose ved høj temperatur og lavt tryk. Der blev også intruderet granit, granodiorit, diorit og gabbro. Disse intrusioner kan alle betragtes som sene udtryk for de samme pladetektoniske processer, som allerede forinden havde givet ophav til Julianehåb batholitten. Også deformationen skyldtes pladetektonisk aktivitet, idet de nyligt aflejrede sedimenter og deres magmatiske intrusioner blev skubbet sammen og foldet foran Julianehåb batholitten i det område, hvor den oceaniske skorpe blev ført ind under kanten af kontinentet (fig. 4).
De to tidligste deformationsfaser havde fælles retning og kan kun adskilles fra hinanden få steder. De gav ophav til en fladtliggende skifrighed og strækning af bjergarterne parallelt med orogenet. Bjergarts- og mineralteks-turer omkring Nørrearm viser, at transport- retningen i toppen af lagpakken var mod nordøst, altså på langs af orogenet. Samtidig dannedes tætte, stejltstående til liggende småfolder. En hornblendegranit, intruderet mod slutningen af den 2. deformationsfase, har givet en zirkonalder på 1792 millioner år. Deformationen var altså i fuld gang allerede et par millioner år efter aflejringen af sedimenterne.
Under den 3. og 4. deformationsfase blev der dannet meget store folder med bølgelængder på op til flere kilometer, først fladtliggende og siden stejltstående. Denne foldning blev ledsaget af delvis opsmeltning, hvorved den allerede dannede skifrighed blev delvis udvisket (fig. 16). I de områder, hvor opsmeltningen var mest intens, går sedimenterne gradvist over i granatførende granitter af sedimentær oprindelse, der kan danne store, sammenhængende lag.
Tidspunktet for den intense opsmeltning kan også fastlægges, idet der under op-smeltningen af sediment til granit skete en nyvækst af zirkon - enten i form af helt nye krystaller eller ved, at et nyt lag voksede udenpå gamle zirkoner. Den nye zirkonvækst foregik i perioden for 1790­1785 millioner år siden. Det meste af aflejringen og den meget gennemgribende deforma- tion og metamorfose foregik altså på mindre end 10 millioner år - et meget kort tidsrum set i lyset af hele orogenets levetid. Den 5. deformationsfase er kun udviklet lokalt, og resulterede ligesom den 4. fase i store åbne folder.
Under metamorfosen af silt- og lerholdige sedimenter dannedes mineralerne anda-lusit*, sillimanit*, granat* og cordierit*, mens kvarts, feldspat og biotit blev omkrystalliseret. Metamorfosen af sedimenterne, den delvise opsmeltning og den lokale granitdannelse må være sket ved høj temperatur og lavt tryk, fordi de nydannede mineraler kræver disse temperatur- og trykforhold for at kunne vokse. Disse processer foregik samtidig med sammenpresningen af aflejringssbassinet. I den indre del af Danell Fjord, tæt ved Julianehåb batholitten, nåede metamorfosen op på en temperatur omkring 580°C og 3 kilobar, svarende til trykket 10 km under jordoverfladen. I Skiferzonen omkring Prins Christian Sund blev det endnu varmere, omkring 800°C ved 5 kilo-bar (ca. 15 km nede). Disse tal viser, at den geothermale gradient har været ekstremt høj, omkring 60°C/km - især når det hus-kes, at der er tale om en situation, hvor en tyk sekvens af kolde, nyligt aflejrede sedimenter skulle opvarmes. Varmen må være tilført nedefra ved intrusion af de allerede omtalte legemer af granit, granodiorit, diorit og gabbro, og muligvis også ved intrusion af store fladtliggende linser af basisk magma nær grænsen mellem skorpen og kappen. De mange basiske gange, som også findes i Sandstens- og Skiferzonerne, kan muligvis have været forbundet med sådanne magmaer.

Rapakivigranitter

Den sydlige og østlige del af det Ketilidiske orogen indeholder en række store intrusioner af rapakivigranit, der ofte fremstår som markante og spidse fjeldmassiver (fig. 17). Granitternes form skyldes, at de er meget homogene og derfor har modstået den glaciale erosion under Grønlands nedisning bedre end de omgivende bjergarter. Rapakivigranitterne indeholder karakteristiske, op til 10 cm store, runde feldspatkrystaller med grå- lige kerner af kalifeldspat og hvide rande af plagioklas (fig. 18); navnet er finsk, da denne slags granitter først blev beskrevet fra det sydlige Finland.

Figur 17. Rapakivigranit set fra helikopter: Kirkespiret (1590 m) nordøst for Nanortalik.   Figur 18. Karakteristisk rapakivitekstur i rapakivigranit: den store runde feldspatkrystal har en grå kerne af kalifeldspat omgivet af en tynd hvid rand af plagioklas. Møntens diameter er 2,8 cm.

De Ketilidiske rapakivigranitter blev intruderet som tykke, fladtliggende legemer højt oppe i skorpen i perioden for mellem 1755­1725 millioner år siden ( skema fig. 2), længe efter den intense deformation og metamorfose af Sandstens- og Skiferzonerne.

Tidligere og nuværende undersøgelser af Ketiliderne

Allerede under napoleonskrigene, 1806­ 13, foretog den tyske mineralog K. L. Gie-secke geologiske undersøgelser og indsamlede mineraler i det sydlige Grønland. I 1938 adskilte den schweiziske geolog C. E. Wegmann Ketiliderne fra det Arkæiske grundfjeld og navngav dem efter Ketils Fjord (nu Tasermiut, se fig. 3). Senere fulgte Grønlands Geologiske Undersøgelses systematiske kortlægning i 1960'erne og geokemiske undersøgelser i Sydgrønland omkring 1980. GEUS' nuværende undersøg- elser begyndte i 1992.
En af GEUS' væsentligste opgaver i Grønland er at tilvejebringe et overblik over mulighederne for at finde og udnytte mineralske råstoffer. Det foregår både i form af regional geologisk og geofysisk kortlægning, laboratorieundersøgelser og detailstudier af mineraliserede områder. Flere af disse undersøgelser foregår i samarbejde med Grønlands Hjemmestyre, som i de senere år også har ydet store økonomiske bidrag til især luftbårne geofysiske undersøgelser. Den direkte prospektering efter brydeværdige forekomster kræver store ressourcer og foretages normalt af private selskaber (fig. 19), men på baggrund af de regionale undersøgelser i offentligt regi.
I Grønlands Prækambriske* grundfjeld befinder de økonomisk interessante mineraliseringer af guld og andre metaller sig oftest i omdannede sedimentære og vulkanske bjergarter - altså i bjergarter, som oprindeligt er dannet oven på jordskorpen. GEUS' SUPRASYD projekt i det Ketilidiske orogen (med feltundersøgelser i perioden 1992­1996) havde netop til hensigt at tilvejebringe et moderne grundlag for en vurdering af de økonomisk-geologiske muligheder i de oprindelige overfladebjergarter (SUPRA: ovenpå, SYD: Sydgrønland). En stor del af disse områder blev lokaliseret og beskrevet af GGU under geologisk kortlægning og rekognoscering i 1960'erne, men da SUPRASYD projektet blev påbegyndt i sommeren 1992, viste det sig hurtigt, at nogle af de ældre kort var misvisende. Det blev klart, at der foruden den økonomisk-geologiske evaluering også var brug for en nytolkning af Ketiliderne set i lyset af teorien om pladetektonik, som i de mellemliggende år er blevet anerkendt som grundlæggende for Jordens geologiske udvikling (se boks om pladetektonik). Siden 1997 er de grundvidenskabelige undersøgelser i Ketiliderne fortsat med støtte fra Carlsbergfondet og Statens Naturvidenskabelige Forskningsråd til forfatteren, og fra det britiske forskningsråd NERC til hans samarbejdspartnere. Sideløbende hermed sammenstilles samtlige geologiske og geofysiske data fra Ketiliderne i elektronisk form af GEUS til støtte for vurderingen af de økonomisk-geologiske muligheder.

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

Pladetektonik, Guld - Samfundet, Miljøet og Forskningen

Andre referencer

Dr. scient. Adam A. Garde er 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 sydlige Afrika, hvor han underviste i geologi på University of Zambia. Han kender store dele af Grønland fra 20 somre med geologiske undersøgelser. Sammen med danske og udenlandske forskere har han skrevet en lang række artikler om Grønlands geologi med emner, der spænder fra pladetektonik til facadesten, og han har kompileret fem geologiske kortblade.