1. No category

6. Teori
6. Teori
6.1 Klassifikation af glacigene sedimenter
Glacigene sedimenter omfatter sedimenter, som er aflejret i et glacialt miljø og dermed ved processer
relateret til forekomsten af gletscheris. Aflejringerne fordeler sig i primære glacigene sedimenter,
aflejret i direkte kontakt med gletscheris, og sekundære glacigene sedimenter, aflejret i betydelig
nærhed af gletscheris (Dreimanis 1989).
Ved de litologiske undersøgelser er hovedvægten lagt på de primære glacigene sedimenter. Dette
afspejles i, at det kun er for disse, den teoretiske baggrund belyses i dette afsnit. Vedrørende de
sekundære glacigene sedimenter henvises til diskussionsafsnittene for de enkelte enheder.
Fig. 6.1. Principskitse for dannelse af supraglacial melt-out till (A), subglacial melt-out till (B), lodgement till
(C) og deformation till (D). Imellem lodgement till og deformation till findes intermediære aflejringsformer.
Modificeret efter Kjær (1996).
36
6. Teori
6.1.1 Primære glacigene sedimenter
Primære glacigene sedimenter omfatter de sedimenter, der er transporteret og efterfølgende afsat
af gletscheris. Den genetiske term till anvendes ofte som en fælles term for disse sedimenter og
defineres af Dreimanis (1989) som »sediment, der er transporteret og aflejret af eller fra gletscheris
og med ringe eller ingen sortering af vand«. Fælles for tills er, at de oftest er diamikte (Benn & Evans
1998).
Primær glacigen aflejring kan foregå supraglacialt, subglacialt eller ismarginalt.
I det supraglaciale aflejringsmiljø i tilknytning til temperede gletschere er melt-out till den
eneste betydningsfulde till-aflejringstype. Aflejringprocessen er ikke afhængig af egenskaber ved
gletscherens underlag og kan foregå på overfladen af aktivt flydende is.
I det subglaciale aflejringsmiljø forekommer tre overordnede tilltyper: melt-out till, lodgement till og
deformation till. Disse benævnes under et ofte som basale tills.
Til det subglaciale miljø knytter sig endvidere glacitektonit, der, som navnet indikerer, har tektonisk
oprindelse, men er tæt knyttet til dannelsen af deformation till.
Melt-out till
Melt-out till er et sediment, der frigøres ved smeltning af stagneret eller langsomt flydende debrisholdig gletscheris og afsat direkte uden efterfølgende transport eller deformation (Benn & Evans
1998).
Melt-out till kan dannes subglacialt såvel som supraglacialt ved simpel smeltning af debris-holdig
is. Aflejringen af melt-out till subglacialt kan forekomme på alle typer underlag, men kræver, at
gletscherisen er ophørt med at flyde.
Supraglacialt sker aflejringen ved smeltning oppefra af gletscheris, ofte under et dække af debris (Fig.
6.1A).
Subglacialt foregår aflejringsprocessen ved smeltning nedefra af debris-holdig is i bunden af en
stagneret gletscher eller i en zone med stagneret is under en aktiv gletscher (Fig. 6.1B).
Lodgement till
Lodgement till defineres af Dreimanis (1989) som »et sediment, der er afsat ved ‘påklæbning’ af
glacialt debris fra en glidende gletschersål ved tryksmeltning eller andre mekaniske processer«.
Partiklerne kan enten transporteres i en traction-zone umiddelbart over underlaget eller i en
suspensionszone umiddelbart over traction-zonen (Menzies 1989) (Fig. 6.1C). Aflejring sker ved, at
friktionen mod underlaget under traction-zonen overstiger isens evne til at holde partiklerne i denne
zone i bevægelse (Boulton 1975).
Lodgement tills er ofte overkonsoliderede med subhorisontal fissilitet som følge af internt shear, og
et meget karakteristisk træk er forekomsten af stød-/læside klaster.
Deformation till (”Soft bed till”)
Benn & Evans (1998) definerer deformation till som en bjergart eller et sediment, der er sønderdelt
og fuldstændigt eller i overvejende grad homogeniseret af shearing i et subglacialt deformerende lag
(Fig. 6.1D).
37
6. Teori
Termen deformation till defineredes af Elson (1961) til at dække en række subglacialt transporterede
og deformerede sedimenter, heriblandt glacitektoniter (se nedenfor). Mange fandt definitionen for
bred, og en detaljeret klassifikation af glacitektonit blev opstillet af Banham (1977) og er siden
modificeret af blandt andre Benn & Evans (1996) og Pedersen (1989a).
Hart et al. (1990) anvender en omtrent tilsvarende definition af deformation till, men foretrækker
termen »soft bed till« med henvisning til, at deformation sandsynligvis er medvirkende ved dannelsen
af alle basale tills. I dette speciale anvendes deformation till synonymt med »soft bed till«.
Aflejring af deformation till sker ved, at debris fra en basal transportzone i gletscherisen udsmeltes
på overgangen til en underliggende, viskøs deformationszone bestående af vandmættet debris (Hart
1994 og Hart et al. 1990). Der er således krav om et deformerbart underlag, hvori viskøs deformation
kan foregå. Et af de sikreste tegn på et deformerbart underlag er en underliggende glacitektonit (se
nedenfor).
Internt i en deformation till vil et diagnostisk tegn på deformation ifølge Benn & Evans (1998) være
deformerede inklusioner, såsom udtrukne slirer eller foldede sandlommer.
På et udeformerbart underlag kan der først ske aflejring af lodgement
till, som i sig selv er potentielt deformerbart, hvorfor aflejringen
derefter kan gå over i deformation till Hart & Roberts (1994).
Endvidere fremfører Dreimanis (1989), at lodgement tills kan
udsættes for subglacial deformation og modifikation efter aflejring,
hvorfor en adskillelse af de to ofte er vanskelig. Det er således
åbenbart, at der eksisterer et kontinuum mellem de forskellige tilldannende processer (Benn & Evans 1996, Hart 1994 og Hart et al. Fig.6.2. Kontinuum af subglaciale
till-dannende processer. Efter Benn &
1990) og dette illustreres af Fig. 6.2. Følgelig vil der findes en lang Evans (1996).
række overgangsformer mellem de forskellige till-typer.
Glacitektonit
Definition
En glacitektonit er en bjergart eller et sediment, som er deformeret ved subglacial shearing, men har
bevaret visse strukturelle karakteristika fra udgangsmaterialet, som kan udgøres af krystalline eller
sedimentære bjergarter eller uhærdnede sedimenter (Benn & Evans 1998). Den sedimentære bjergart
bliver til en glacitektonit, når de primære sedimentære strukturer bliver så forstyrrede, at de ikke
sammenhængende kan spores (Pedersen 1989a). Dette er sammenfaldende med overgangen fra duktil
til brittle deformation.
Nogle glacitektoniter er egentlige breccier, hvor udgangsmaterialet er brudt op og forskudt langs mindre
overskydningsplaner, mens andre er foldede ved intens, duktil deformation. Udgangsmaterialets
karakter kan angives i et præfix, f.eks. moler-glacitektonit (Pedersen 1989a).
Den første definition af glacitektoniter blev givet af Banham (1977), som opstillede en tredelt
klassifikation med succesivt stigende strain og bestående af 1) udeformeret udgangsmateriale, 2)
exodiamikt glacitektonit og 3) endiamikt glacitektonit (se fig. 6.3). Den exodiamikte glacitektonit
er todelt i enhed B og C alt efter bevaringsgraden af primære sedimentære strukturer fra
38
6. Teori
udgangsbjergarten.
Den endiamikte glacitektonit benævnes dog oftere deformation till af blandt andre Benn & Evans
(1996) og Dreimanis (1989), mens Hart et al. (1990) anvender termen soft bed till (se ovenfor).
Implikationen af, at man i ovennævnte definition Benn & Evans (1998) vælger at bruge et nyt navn
for det deformerede sediment, nemlig glacitektonit er, at der herefter er dannet en ny bjergart. Det er
uhensigtsmæssigt at kalde et sediment, der blot er svagt glacialtektonisk foldet, for en ny bjergart.
Men ifølge definitionen er et sådant sediment en glacitektonit med non-penetrativ deformation.
Denne problematik undgås ved at følge defintionen af glacitektonit i Pedersen (1989a). Den
sedimentære bjergart bliver til en glacitektonit, når de primære sedimentære strukturer bliver så
forstyrrede, at de ikke sammenhængende kan spores. Dette er sammenfaldende med overgangen fra
duktil til brittle deformation. I praksis er Pedersen (1989a)’s definition sammenfaldende med den
penetrativt deformerede glacitektonit (enhed C) fra Banham (1977) og Benn & Evans (1996), og det
er denne definition, der anvendes i dette speciale
Fig. 6.3. Idealiseret vertikal sekvens for subglacialt deformeret materiale efter [Banham, 1977 #269] og [Benn, 1996
#239]. I højre kolonne er angivet den klassifikation der anvendes i dette speciale.
Udvikling af subglacial deformation
Enhed B er kendetegnet ved non-penetrativ deformation, og strukturerne, f.eks. lamination, der
er deformeret duktilt, er ikke gennemsat af nye tektoniske strukturer dannet i forbindelse med
isoverskridelsen. I enhed C, hvis undergrænse ofte udgøres af et décollementplan, er deformationen
penetrativ, og glacialtektoniske strukturer, typisk tektonisk bånding, gennemsætter de duktilt
deformerede primære sedimentære strukturer, dog ikke mere end at de sidstnævnte stadig kan
genkendes.
Primære sedimentære strukturer kan i forskelligt omfang være bevaret i både enhed B og C. Enhed B
er kendetegnet ved non-penetrativ deformation, og strukturerne, f.eks. lamination, der er deformeret
duktilt, er ikke gennemsat af nye tektoniske strukturer dannet i forbindelse med isoverskridelsen.
I enhed C, hvis undergrænse ofte udgøres af et décollementplan (in sensu Banham 1977), er
deformationen penetrativ, og glacialtektoniske strukturer, typisk tektonisk bånding, gennemsætter de
duktilt deformerede primære sedimentære strukturer, dog ikke mere end at de sidstnævnte stadig kan
39
6. Teori
genkendes.
Under aflejringen af enhed D er det subglaciale shear tilstrækkelig højt til at ødelægge samtlige
primære og sekundære strukturer fuldstændigt, og alt materiale er homogeniseret. Den resulterende
aflejring er en deformation till (se ovenfor).
Pedersen (1989a) beskriver flere strukturelle detaljer i dannelsen af selve glacitektoniten (enhederne
B og C) og bemærker, at der bør forventes en gradvis overgang mellem enhederne. Først sker der
en opsprækning. Derefter opstår der differentieret bevægelse langs shear-planer resulterende i en
rotation af de kataklaster, der blev dannet under den indledende opsprækning. Dernæst foregår der
en vedvarende knusning og pulverisering af de kataklastiske fragmenter. Dette fører til dannelsen
af en mere og mere finkornet matriks. Dette sker samtidig med shear-foldning og dannelsen af
rhombeformede linser, som indeholder kataklastisk og eventuelt erratisk materiale omgivet af
trykskygger.
Mængdeforholdet mellem lokalt og fjerntransporteret materiale i henholdsvis enhederne B, C og D
er en vigtig parameter til at adskille enhederne. Med lokalt materiale menes materiale med oprindelse
indenfor et par kilometer fra aflejringsstedet. Det er givet, at enhederne A og B udelukkende består
af lokalt materiale, men om forekomsten af lokalt materiale i enhederne C og D hersker der nogen
uenighed.
Banham (1977) beskriver, at der først i enhed D kan forekomme fjerntransporteret materiale, mens
der ifølge Pedersen (1989a) i enhed C (ved shearbevægelser fra enhed D og nedefter) kan være tilført
fjerntransporteret materiale. Sidstnævnte forfatter underbygger gennem talrige observationer af
moler-glacitektoniter på det nordlige Mors denne iagttagelse (Pedersen 1996a;2000b).
6.1.2 Sekundære glacigene sedimenter
Sekundære glacigene sedimenter aflejres overordnet i to miljøer, som også giver navn til de to
dominerende grupper af sekundære glacigene sedimenter (Brodzikowski & van Loon 1991),
hhv. glaciofluviale og glaciolakustrine sedimenter. Aflejringen af disse sedimenter forekommer
overvejende proglacialt, i mindre grad supraglacialt og sjældnere subglacialt.
6.2 Strukturel terminologi
6.2.1 Generel strukturel terminologi
Definitioner og klassifikation af folder, forkastninger og overskydninger følger Twiss & Moores
(1992).
Termer er oversat til dansk jf. bilag 3 i overensstemmelse med deres anvendelse i nyere dansk
litteratur, og hvor oversættelsen ikke giver anledning til misforståelse. Ellers er anvendt engelske
termer.
Alle strukturer beskrives i deres sande profil, hvilket er vinkelret på foldeakser og strygningen af de
dominerende strukturer.
Beskrivelsen af folder omfatter skala, orientering af foldeakse og aksialplan, vergens samt tæthed og
stumphed.
40
6. Teori
6.2.2 Balanceret profil
Et balanceret profil er et strukturelt tværprofil (sandt profil), baseret på interpolation af delvist kendte
strukturer og eventuelt også på ekstrapolation af disse.
Profilet kendetegnes ved, at det geometrisk lader sig rette ud til en udeformeret eller mindre deformeret
tilstand, det vil sige profilet er retrodeformerbart (Suppe 1985). Der kan i mange tilfælde konstrueres
flere forskellige balancerede profiler afhængigt af om de udelukkende baserer sig på ekstrapolation
af observerede folder, forkastninger og overskydninger eller tillige introducerer ikke observerede
strukturer.
Det balancerede profil
Ved hjælp af arealbalanceberegning er det muligt at bestemme den udeformerede dybde til
décollementniveauet under et givent lag, hvis en række kriterier er opfyldt (Suppe 1985):
1) Veldefineret lagtykkelse af den udeformerede lagpakke.
2) Volumenbevarelse (dvs. arealbevarelse i to dimensioner).
3) Forkortelsen er ens i alle lag.
4) Veldefineret décollementniveau.
Derudover vælges et referencelag, og der angives to referencepunkter, der placeres i områder uden
slip mellem lag, hvilket i praksis ofte vil være ved de ydre grænser for deformationen, hvor lagene er
vandrette.
Parametrene for linie- og arealbalanceberegningen er anført på Fig. 6.4.
lc:
Den oprindelige længde af referencelaget mellem de to referencepunkter.
l:
Den deformerede længde af referencelaget.
Asr: Arealet af det strukturelle relief. Måles mellem lc og l.
As:
Forkortelsesarealet. Lig med Asr.
h:
Dybden til décollementniveauet.
Først beregnes den kurvimetriske forkortelse (sc) af profilet:
sc = lc - l
(formel 1)
måles mellem lc og l. Der er følgende sammenhæng mellem Asr og dybden til décollementniveauet
h målt fra referencelaget:
(formel 2)
Ekstrapolation ved kink-metoden
Parallelle, angulære folder kan relativt nemt ekstrapoleres
ved hjælp af kink-metoden (Suppe 1985). Idet folderne er
parallelle, halveres flankevinklerne af aksialfladerne. Ved et Fig. 6.4. Parametrene for linie- og
arealbalanceberegning. Se tekst for forklaring.
rimeligt kendskab til flankeorienteringen kan aksialfladerne Efter Suppe (1985).
41
6. Teori
således forlænges. Når to aksialflader mødes danner de en ny aksialflade der påny halverer
flankevinklen.
6.2.3 Detachment folder og overskydningsrelaterede folder (fault-propagation
og fault-bend)
Ved balancering af tværprofiler er det overordentligt nyttigt at benytte en geometrisk model, der
beskriver og generaliserer deformationerne.
Ofte anvendes ved jordoverfladen og i boringer observerede geometrier af folder som
fortolkningsgrundlag for de forkastninger og overskydninger, der i mange tilfælde er årsagen til disse,
men som befinder sig under jordoverfladen (Suppe 1985), Mitra 1992).
Med udgangspunkt i foldestilen for moleret ved Skærbæk er der tre foldemekanismer, der må anses
for relevante at overveje ved opstillingen af en model for deformationerne, den overordnede antiform
bestående af mindre chevron- og kink-folder udviser umiddelbart stor lighed med mange beskrevne
eksempler på detachment folder, fault-bend og fault-propagation (Poblet & McClay 1996 og Suppe
1985).
Disse tre mekanismer kendes blandt andet fra folde- og overskydningsbælter (Suppe 1983), men kan,
afhængigt af stratigrafiske og rheologiske forhold, i princippet forekomme i enhver kompressionel
setting, som f.eks. ved dannelsen af glacialtektoniske komplekser eller randmoræner.
Detachment folder
En detachment fold beskrives af Homza & Wallace (1995) som en fold i en relativt kompetent
bjergartsenhed med en indre kerne af en internt deformeret mindre kompetent bjergart, som adskilles
fra en underliggende kompetent enhed ved en décollementflade (eller detachment horisont).
Overskydningen ender blindt og er parallel med décollementfladen, og der udvikles, i modsætning til
fault-propagation og fault-bend folder (se nedenfor), ingen ramper langs overskydningsplanet (Poblet
& McClay 1996). Strukturen vil dog til enhver tid kunne gennemsættes af en anden og lagdiskordant
overskydning end den, der initierede foldningen (Homza & Wallace 1997).
De modeller for detachment folder, der opstilles af Homza & Wallace (1995), er baseret på det
grundlæggende koncept, at en øvre kompetent enhed deformeres ved lagparallel foldning (flexural
slip), hvorved linie-længde i denne enhed må bevares, og en nedre inkompetent enhed deformeres
internt, hvorved tværsnitsarealet i denne enhed må bevares.
Typisk vil afskæringsvinkler under 30º resultere i enten snævre fault-propagation folder eller åbne
fault-bend folder (Twiss & Moores 1992).
Det kan vise, sig at antagelserne, f.eks. om lagparallelt shear, i modellen ikke er gyldige i et givent
praktisk eksempel, og der kan opstå problemer med at skelne mellem fault-propagation og faultbend folder (Twiss & Moores 1992). Hvis deformationshistorien tillige, i større eller mindre grad,
involverer helt andre mekanismer end de ovenfor beskrevne, kan de resulterende strukturelle forhold
yderligere kompliceres.
42
6. Teori
Fault-bend folder
En lagparallel overskydning vil i mange tilfælde skifte til et højere décollementniveau eller
til jordoverfladen (Suppe 1983). Idet overskydningsskiven glider over et sådant knæk i
overskydningsfladen og op langs den opståede rampe, sker der deformation i den hængende blok.
Ved lagdelte bjergarter vil denne deformation ske i form af foldning.
Suppe (1983) opstillede en geometrisk og
kinematisk model for fault-bend folder, som
har fundet stor udbredelse. Den kan blandt
andet bruges til at beregne forholdet mellem
overskydningen og foldens geometri. Det
antages at lagtykkelse og -længde er konstant,
at folden er angulær, at der er arealbevarelse,
og at deformationen sker ved flexural shear
(lagparallelt).
Fig. 6.6 viser den geometriske opbygning af
en fault-bend fold. Fig. 6.5 viser desuden en
skematisk fault-bend fold med et enkelt skift i
décollementniveau.
Fig. 6.5. Aksialflader i en skematisk fault-bend fold med et
enkelt skift i décollementniveau benævnes A, A’, B samt B’.
De opståede kinkbånd benævnes A-A’ og B-B’. Punkterne x
og y i den liggende blok translateres i den hængende blok til
x’ og y’ i takt med foldens udvikling. Modificeret efter Suppe
(1983).
Overskydningens geometri beskrives ved:
θ:
Den oprindelige vinkel mellem lagstilling og overskydning, der maksimalt
kan blive 30º (se fig. 6.6).
φ:
Den nye vinkel mellem lagstilling og overskydning efter foldens passage over
knækket.
β:
Den endelige afskæringvinkel (cut-off angle).
For folder, der involverer et enkelt décollementniveau-skift, gælder at φ=θ
Foldens geometri beskrives ved:
γ:
Flankevinklen. Idet foldningen er parallel er γ1=γ2
Forholdet mellem overskydningens og foldens geometri gives ved formel 11 i Suppe (1983). En
grafisk oversigt over denne formel er givet i fig. 6.6, og kan ved hjælp af en hurtig visuel analyse give
overblik over en række mulige løsninger baseret på en observeret geometri. Foldens flankevinkel γ
kan ofte observeres i felten, og ud fra denne kan den initiale afskæringsvinkel for overskydningen (θ)
aflæses. I kombination med arealberegning af décollementdybden kan en detaljeret strukturel model
opstilles, som det er gjort i kap. 8.
Den karakteristiske idealform for en fault-bend fold med et enkelt décollementskift har en forreste
flanke, der er stejlere end den bagerste flanke. Den bagerste flanke er parallel med overskydningens
43
6. Teori
Fig. 6.6 Grafisk afbildning af det trigonometriske forhold mellem overskydningens og foldens geometri ved fault-propagation og fault-bend folder (baseret på formel 1 og formel 2). Grafen gælder for fault-bend folder med et enkelt skift i
décollementniveau, hvor θ=φ. For en given værdi af aksialvinklen (γ) for en sådan fold kan den initiale afskæringsvinkel
for overskydningen (θ) aflæses. Modificeret efter Suppe (1983).
initiale afskæringsvinkel.
Dette bevirker, at den den initiale og den endelige afskæringsvinkel oftest er forskellige. Den endelige
afskæringsvinkel ved et enkelt décollementskift er afhængig af flankevinklen ved (efter Suppe
1985):
β = 180 - 2γ
(formel 3)
Eksempel:
Den initiale afskæringsvinkel observeres til 30º. På fig. 6.6 aflæses flankevinklen til 60º.
Ved formel 3 beregnes den endelige afskæringsvinkel til 60º.
Den overordnede angularitet i modellerede fault-bend strukturer skyldes, at der, som i det ovenstående,
opereres med lige overskydningsramper. Introduceres istedet en lidt mere kompleks, men stadig
angulær, forkastningsflade bestående af blot et par knæk, viser det sig, at disse kan føre til rundede
og/eller meget komplekse folder (Medwedeff & Suppe 1997).
44
6. Teori
Fault-propagation folder
Fault-propagation folder opstår i forbindelse med en gradvis propagation af en forkastning
(eller overskydning) som resultat af den deformation, der foregår lige foran den propagerende
forkastningsflade, nærmere betegnet forkastningsspidsen (Suppe 1985). Det er kendetegnende, at al
forsætning langs overskydningen konsumeres af foldningen. Observationer af, at overskydninger og
forkastninger dør ud i kernen af folder, anses som diagnostiske for fault-propagation folder.
Den geometriske opbygning er iøvrigt analog med fault-bend folder (se ovenfor). Den oprindelige
vinkel mellem lagstilling og overskydning θ kan for fault-propagation folder blive op til 60º (se fig.
6.6).
Forholdet mellem overskydningsvinklen θ og foldens flankevinkel γ gives ved formel 9-10 i Suppe
(1985). En grafisk afbildning af dette forhold ses i fig. 6.6.
6.2.4 Glacialtektonik
Glacialtektonik er ifølge Aber (1985) dannelsen af strukturer og landskabsformer som følge af
deformation og dislokation af deformerbar undergrund og løse aflejringer, hvor dette sker som et
direkte resultat af gletscheris i bevægelse.
I forbindelse med et gletscherfremstød vil der ofte ske en udvikling af den strukturelle stil og
deformationsintensiteten, der kan relateres til to overordnede glacialtektoniske regimer: 1) det
ekstensionelle regime og 2) det kompressionelle regime (Banham 1977 og van der Wateren 1995).
Det ekstensionelle regime
Det ekstensionelle regime, eller den subglaciale shearzone, er ifølge van der Wateren (1995) en
zone i den indre del en gletscher eller et isskjold, hvor subglaciale sedimenter under indflydelse af
gletscherens basale shear stress udsættes for horisontal simpelt shear. Der kan i denne zone, i nogle
tilfælde, foregå erosion af underlaget og transport af materiale frem mod isranden og, i andre tilfælde,
aflejring af vidtstrakte till-dækker. Glacitektoniter dannes i denne zone.
Det kompressionelle regime
Det kompressionelle regime, eller det marginale kompressive bælte, knytter sig til randen af
en ekspanderende gletscher (van der Wateren 1995). Her udsættes sedimenterne for horisontal
kompression, og zonen er karakteriseret af forskellige randmorænetyper.
Glacialtektoniske komplekser og randmoræner
Afsnittet her vil beskæftige sig med landskabsformen randmoræne, som givetvis er det tydeligste
vidnesbyrd om placeringen af isranden ved et isfremstød. Viden om placeringen og alderen af
randmoræner giver teoretisk set disse en væsentlig glacialstratigrafisk betydning, hvis de kan
sidestilles med subglacialt aflejrede tillenheder ved det fællestræk, at begge repræsenterer et
markant isfremstød. Tillenheder anses nemlig af flere som en bærende enhed i glacialstratigrafisk
sammenhæng, blandt andet pga. deres korrelerbarhed over afstande mindre end et par hundrede km
(Houmark-Nielsen 1987 og Larsen et al. 1977). Den reelle glacialstratigrafiske betydning af en given
45
6. Teori
randmoræne vil dog afhænge af, om der kan etableres en korrelation med kendte isfremstød.
Endeligt kan de til randmorænens dannelse knyttede glacialtektoniske dislokationer medføre blotning
af dele af lagfølgen, der ikke iøvrigt er synlige, og dermed bidrage med vigtig viden til den geologiske
historie.
Definition og klassifikation
Termen randmoræne anvendes her synonymt med det engelske push moraine, som er en
glacialtektonisk ismarginal eller submarginal moræne (Bennett 2001).
Randmoræner forekommer udelukkende ved ismargener og er et, ofte spektakulært, produkt af
det kompresionelle regime (se ovenfor). De findes derimod langt fra ved alle ismargener, hvorfor
(Bennett 2001) slutter, at deres dannelse er et resultat af samspillet mellem særlige glacialdynamiske
forhold og særlige forhold i det glaciale forland.
Bennett (2001) anvender en række variable såsom morfologi, deformationsstil og størrelsesordenen på
den proglaciale forkortelse til at opstille 4 overordnede kategorier til klassifikation af randmoræner:
1) Små (≤ 5 m høje) randmoræner med en enkelt ryg orienteret parallelt med isranden.
Deformation sker i en smal zone, ofte som reaktion på sæsonbetingede ismargenbevægelser.
2) Store (≥ 5 m høje) randmoræner med en enkelt ryg orienteret parallelt med isranden. Disse
er dannet ved et mere vedvarende isfremstød, der som regel skyldes en markant ændring i
gletscherens massebalance.
3) Smalle randmoræner med flere rygge, hvor betydelig deformation er blevet påført
gletscherens forland i en horisontal afstand af 50-300 m fra gletscherranden og i en tykkelse
af 10-20 m. Deformationsstilen inkluderer multiple folder eller vifter af listriske forkastninger.
Den udeformerede forlandsnappe har et tykkelse/længde forhold fra 1:5 til 1:20.
4) Brede randmoræner med flere rygge, hvor deformation er påført forlandet mere end 300
m fra gletscherranden. I deformationsstilen indgår almindeligvis enten vifter af imbrikerede
overskydningsskiver eller stablede, subhorisontale napper dannet ved overskydning.
Opbygning og dannelse
Kategori 2, 3 og 4, som alle knytter sig til vedvarende og markante isfremstød, deler visse fællestræk
i deres dannelsesformer, her refereret efter Benn & Evans (1998).
De subhorisontale forlandssedimenter kan under påvirkning af glacialtektonisk kompression disloceres
langs overskydningsplaner dannet langs egnede décollement-flader, som adskiller den overskridende
hængende blok fra den overskredne liggende blok (fig. 6.7 A). Overskydningsplanerne vil bevæge
sig op gennem lagfølgen langs flats og ramper. Flats er de horisontale dele af overskydningsplanet,
og ramper er de dele der med en vinkel på hyppigst 30º skærer lagfølgen (fig. 6.7 A og B). Ved
vedholdende deformation kan der udvikles komplekser indeholdende flere overskydninger, enten ved
piggyback overskydning, hvor nye skiver udvikles i distal retning i den liggende blok (fig. 6.7 C), eller
ved overstep overskydning, hvor nye skiver udvikles i proximal retning i den hængende blok (fig. 6.7
D). Der kan yderligere dannes et duplex bestående af stablede overskydningsskiver (thrust sheets).
46
6. Teori
Fig. 6.7 A og B: skematisk oversigt over blokke, flats og ramper i et tektonisk kompleks. C: piggyback overskydning, nye
overskydningsskiver dannes i distal retning i den hængende blok. D: overstep overskydning, nye skiver dannes i proximal
retning og overskyder ældre skiver. Modificeret efter Benn & Evans (1998).
Décollement-flader
Ved dannelsen af de større randmoræner sker der i forlandet en deformation af forholdvis tynde
skiver med stor lateral udbredelse. For at forklare dette er meget lave friktionsniveauer langs den
underliggende décollement-flade påkrævet (Bennett 2001).
Det lave friktionsniveau kan opnås på flere måder:
- Forekomsten af tynde, vandmættede lag af finkornet sediment, som udgør en velegnet
décollement-setting (Bennett 2001).
- Højt porevandstryk i en som décollement-flade mindre egnet litologi. Ifølge Davis (1984)
kan højt porevandstryk kan opveje det litostatiske normaltryk (der er proportionalt med
friktionen) på et forkastningsplan, indtil porevandstrykket fuldstændigt understøtter den
overliggende bjergartsmasses vægt. En af de mest plausible måder at øge porevandstrykket på
er tilstedeværelsen af permafrost i forlandet (Bennett 2001). Stiger friktionen, vil behovet for at
forstærke sedimenterne ved permafrost endvidere stige.
47
6. Teori
I moler-området er décollement-niveauerne i forbindelse med strukturelle overskydningskomplekser i
flere tilfælde tolket til at befinde sig enten i den nedre del af Fur Formationen (Klint & Pedersen 1995)
eller i den bentonitholdige Holmehus Formation, såvel som i tilknytning til en smectitrig lerhorisont
i den nedre del af Fur Formationen (Pedersen 1996b). I ingen af disse studier forudsættes permafrost
for dannelsen af overskydningerne.
I forbindelse med overskydningskomplekser i Nordsøen identificerer Huuse & Lykke-Andersen
(2000) to litologiske niveauer, som er egnede for udviklingen af detachment-flader. Begge er
præget af abrupte variationer i permeabilitet og kornstørrelse. Det tillægges stor betydning, at
detachment-fladerne hælder mod SV, dvs. i overskydningsretningen, og dette menes at have fremmet
overskydningsdannelsen, idet vægten af overskydningsskiverne derved har haft større indflydelse,
end hvis fladen havde været vandret.
6.2.5 Glacialdynamisk analyse
Pedersen (1993) foreslår med den glacialdynamiske analyse en integreret klassifikation af såvel
deformationer som aflejringer associeret med et gletscherfremstød. Den glacialdynamiske analyse
tilgodeser, ligesom den kinetostratigrafiske analyse, der blev fremsat af Berthelsen (1978), overgangen
mellem disse to mekanismer. Derudover inddrages deformationen af allerede eksisterende underlag.
En glacialdynamisk begivenhed resulterer i en glacialdynamisk sekvens. Den glacialdynamiske
sekvens består af en glacialtektonisk enhed, som er resultatet af deformation, og en kinetostratigrafisk
enhed, som er resultatet af aflejring.
1. Glacialdynamisk begivenhed:
Et regionalt gletscherfremstød fra en given, overordnet retning.
2. Glacialdynamisk sekvens:
Resultatet af en glacialdynamisk begivenhed i form af en glacialtektonisk enhed og en
kinetostratigrafisk enhed.
2.1 Glacialtektonisk enhed:
Bjergarter deformeret ved en glacialtektonisk deformationsbegivenhed i forbindelse
med en fremrykkende gletscher. Deformationsbegivenheden kan underinddeles i
flere glacialtektoniske faser, men omfatter ideelt set to overordnede faser:
Proglacial fase: foldning og overskydning af forlandet.
Subglacial fase: horisontal shearing og brecciation.
De glacialtektoniske faser er succesive deformationsfaser relateret til en
glacialtektonisk deformationsbegivenhed og individuelt karakteriseret af særlige
strukturer.
2.2 Kinetostratigrafisk enhed:
48
6. Teori
Aflejringsbegivenhed i forbindelse med et regionalt isfremstød. Omfatter ideelt
set sedimentation under fremrykning, overskridelse og deglaciation af en gletscher,
resulterende i følgende aflejringer:
Fremrykning: glaciolakustrine, glaciofluviale og terminoglaciale sedimenter.
Overskridelse: glacitektonit og till.
Deglaciation: terminoglaciale, glaciofluviale og glaciolakustrine sedimenter.
Den glacialdynamiske analysemodel er brugt af Pedersen (1996b) ved undersøgelsen af Feggeklit,
hvor der er opstillet tre glacialdynamiske sekvenser (se afsn. 3.3.2).
6.3 Kildeområder
Litologierne, der skelnes mellem ved fingrustællingerne, stammer fra forskellige kildeområder, som
det fremgår af fig. 6.8, og har dermed haft varierende transportafstand.
Det mest lokale materiale er moleret fra Fur Formationen, der udelukkende forekommer indenfor et
begrænset område omkring den nordvestlige del af Limfjorden.
Kvarts i fingrusfraktionen kan have to oprindelsesformer, dels som oprindeligt sedimentære korn
og dels som nedbrydningsprodukter fra større krystalline korn. De oprindeligt sedimentære korn i
fingrusfraktionen i tills henføres traditionelt (blandt andre Kronborg 1986) til hovedsageligt miocæne
kvartssandsforekomster, der idag forekommer syd og sydøst for det nordlige Mors. Det er dog
sandsynligt, som foreslået af Kronborg (1986), at de før både neogen og kvartær erosion har haft
et udbredelsesområde også nord og nordøst herfor. I ler fra Vejle Fjord Formationen (se herunder)
forekommer der i varierende mængder også kvartskorn i grusfraktionen.
Glimmermineraler er hyppige i blandt andet ler og sand fra Vejle Fjord Formationen, der findes i
omtrent det samme område som moleret og derudover i et smalt bælte sydøst herfor og ned langs
den jyske østkyst. Glimmermineraler kan også stamme fra nedbrudte krystalline bjergarter. Lignit er
ligeledes hyppigt i Vejle Fjord Ler.
Flint og kretassisk kalk stammer fra de udbredte, højtliggende forekomster af Kridt- og
Danienaflejringer, der findes fra en afstand af få km mod vest, nord og nordøst for det nordlige Mors.
Desuden forekommer der på Djursland samt i det østlige Sjælland og på Møn højtliggende blotninger
af disse aflejringer, som kan udgøre mere fjerntliggende kildeområder.
Krystalline bjergarter stammer fra det fennoskandiske grundfjeld i Norge og Sverige. Rhombeporfyr
har et meget begrænset kildeområde ved Oslofjorden.
Palæozoiske kalksten har sin største udbredelse i den østlige Østersø men kan i mindre mængder
findes i området omkring Oslo.
49
6. Teori
Fig. 6.8. Kort over prækvartære bjergartstypers fordeling i Danmark og tilstødende områder. Rhombeporfyr, samt i mindre
omfang palæozoiske kalksten, findes i den nordlige del af Oslofjorden umiddelbart nord for kortet. Det forstørrede udsnit
viser placeringen af saltstrukturer i det vestlige Limfjordsområde. Modificeret efter Kjær et al. (2002 submitted). Molerets
forekomster delvis efter Klint & Pedersen (1995), saltstrukturer efter Vejbæk & Britze (1994).
50