Strukturer og dynamisk udvikling af

1S.A.S. Pedersen: Rubjerg Knude Glacialtektoniske Kompleks, Vendsyssel ·

Strukturer og dynamisk udvikling af Rubjerg KnudeGlacialtektoniske Kompleks, Vendsyssel, Danmark

STIG ASBJØRN SCHACK PEDERSEN

Pedersen, S.A.S. 2006–12–08: Strukturer og dynamisk udvikling af Rubjerg Knude Glacialtektoni-ske Kompleks, Vendsyssel, Danmark. Geologisk Tidsskrift 2006, hæfte 1, 46 pp., København.

Rubjerg Knude Glacialtektoniske Kompleks er blottet i Lønstrup Klint i Vendsyssel. Strukturerne itværprofilet blev dannet under fremrykningen af Den Norske Isstrøm for 30–26 000 år siden. Denstrukturgeologiske analyse af komplekset er den første danske systematiske beskrivelse af et tynd-skindet overskydningssystem baseret på en fotogrammetrisk opmåling af klinten, som muliggørkonstruktionen af balancerede tværsnit med anvendelse af såvel linjebalance som arealbalance. Iden dynamiske udredning indgår tillige beskrivelsen af syntektonisk sedimentation.

En regional inkonformitet adskiller de prætektoniske aflejringer i Stortorn og Lønstrup KlintFormationerne fra de syntektoniske aflejringer i Rubjerg Knude Formationen. Komplekset overlej-res erosivt af Kattegat Till Formationen og Ribjerg Formationens yngre smeltevandsaflejringer, somdækkes af Midtdanske Till Formation. Endelig pålejres komplekset af de senglaciale, marine aflej-ringer i Vendsyssel Formationen.

De strukturelle elementer i overskydningskomplekset er ramper og flader, som betegnes liggen-de eller hængende efter deres position i forhold til overskydningsplanet. Hængende-blok antiklina-ler udvikledes over rampehængsler, og liggende-blok synklinaler dannedes langs vækstforkastnin-ger i syntektoniske piggyback-bassiner. Segmenter af overskydningsskiverne blev stablet oven påhinanden som duplexstrukturer. Ved rampekollaps sammenpressedes disse under kompleks fold-ning. Når flere skiver deformeredes i en hængende-blok antiklinal udvikledes antiformstakke. For-an disses forlands-hældende flanker opstod normalforkastninger.

Décollementniveauet springer fra 10 m i den distale til 40 m i den proksimale del af komplekset,hvor fire aktive forskydningsniveauer dannede forkastnings-bøje-foldede duplexenheder begræn-set af 45° hældende ramper. Mobilisering af mudder langs hængende-blok ramper og flader udvik-ledes til mudderdiapirer, typisk ved opskydning fra det dybeste décollementniveau.

Deformationen resulterede i en forkortning af lagserien på ca. 50%, og deformationsmekanis-men tolkes som belastningstryksspredning foran den fremrykkende iskappe. Porevandsovertryk ide finkornede sedimenter bidrog til overførslen af den deformerende kraft. Overskydningshastig-heden var hurtigere end 2 m/år, og deformationen resulterede i, at en 12 km lang og 40 m tyk serieaf horisontalt aflejrede sedimenter nu indgår i et 6 km langt og ca. 80 m tykt overskydningskom-pleks, hvoraf en væsentlig del ligger under havniveau (Fig. 1, Planche 1).

Stig A. Schack Pedersen, Danmarks og Grønlands Geologiske Undersøgelse, Øster Voldgade 10, DK-1350København K, Danmark, e-post: [email protected]

Når man i internationale sammenhænge skal kom-me med et bud på, hvilke geologiske seværdighederDanmark kan byde på, er de istektonisk disloceredeklinter en af de ting som kommer i første række. Be-grebet istektonisk dislokation stammer fra førstehalvdel af 1900-tallet og indgår bl.a. i Helge Grysklassiske afhandling fra 1940 med titlen: ”De istek-toniske forhold i Moleret. Med bemærkninger omvore dislocerede Klinters Dannelse …”. Ordkonstruk-tionen består af to dele, nemlig istektonik der bety-

der opbygning af is (tektonik af det fra græsk udle-dede ord for opbygning) og dislokation af det latin-ske begreb ‘ud af sin plads’ (locus = sted). I en mo-derne og angelsaksisk præget sprogbrug anvendesbegrebet glacialtektonisk kompleks, som betegner enstrukturelt sammenhængende enhed dannet ved enopbygning betinget af is (glaci = is). Glacialtektoni-ske komplekser forekommer ikke kun i Danmark.Foran flere recente gletschere i Canada, Grønland,Island og på Svalbard findes aktive glacialtektoni-

DGFDGF

2 · Geologisk Tidsskrift 2006/1

l l l l l l l

l l l l l l

l l l l l l

l l l l l l

l l l l l l

l l l l l

l l l l l l

Diamiktit

Smeltevandssand og -grus

Mobiliseret mudder

Sand uden marine fossiler

Ler og silt uden marine fossiler

Marint ler

Rubjerg Knude Formation

Lønstrup Klint Formation

Stortorn Formation

0 500 1000 1500 2000 2500 3000

0 100 200 300 400 50

150014001300120011001000

2000 2100 2200 2300 2400 2500

350034003300320031003000

4100 4200 4300 4400 4500

560055005400530052005100

trappe

Ribjerg

Moserende

Kramrende

Stenstue Rende

Stortorn

Grønne Rende

Brede Rende

Stensnæs

Fig.1. Geologisk tværprofil af Rubjerg Knude Glacialtektoniske Kompleks, Løns-trup Klint, Vendsyssel, nordlige Danmark. For detaljer og udvidet legende hen-vises til Planche 1 indsat bagest i dette bind. Bemærk at det øverste profil er ensamlet oversigt over tværprofilet med tolkning af overskydningsstrukturerneunder havniveau.


l l l l l l

l l l l l

l l l l l

l l l l l

l l l l l l

l l l l l l

l l l l

Klit

Martørv

Marint ler og sand

Morænesand

Smeltevandssand

{ Midtdanske Till Formation &Kattegat Till Formation

Vendsyssel Formation

Ribjerg Formation

Klittop

Klinttop - glacial abrasionsflade

Overskydning og forkastning

Inkonformitet

Lagdeling

3500 4000 4500 5000 5500 6000 m

00 600 700 800 900 1000 m

2000 m1900180017001600

2600 2700 2800 2900 3000 m

4100 m40003900380037003600

4700 4800 4900 5000 5100 m

6000 m590058005700

trappe

Rubjerg Knude Fyr

Sandrende

Martørv BakkerOddervej

Ulstrup Ulstrup Rende Tvonnet Rende

Mårup Kirke


ske komplekser, og i vore nærmeste nordeuropæi-ske nabolande som Sverige, Tyskland, Polen, såvelsom England, Irland og Holland findes glacialtekto-niske komplekser dannet under sidste eller forrigeistid ligesom der også i Canada og de nordlige stateri USA findes store glacialtektoniske komplekser(Croot 1988, Aber et al. 1989, Aber 1993). Imidlertider Danmark nok det sted i verden der har den stør-ste tæthed af glacialtektoniske komplekser, hvilketskyldes beliggenheden, der gør det danske lavlands-område til det nærmeste depocenter for glacialdy-namisk aktivitet hidrørende fra isens kildeområdet ide skandinaviske fjelde. De mange kystklinter givergode muligheder for at studere de talrige typer afglacialtektoniske strukturer, der både er et resultataf den rige variation i kvartære og prækvartære se-dimentære bjergarter, som er beliggende i de over-fladenære lag af Det Danske Bassin, såvel som de

forskellige isstrømmes variation i dynamik i relati-on til klima (nedbør og temperatur) og miljø (fast-landsforhold versus kystområder).

De glacialtektoniske deformationer afspejler sigtydeligt i landets mest dramatiske topografi, idet flereaf de højeste bakkerygge indgår i velkendte glacial-tektoniske komplekser, som f.eks. Møns Klint (143 mo.h.), Vejrhøj (123 m o.h.), Mols Bjerge med Agri Bau-nehøj (137 m o.h.), Fladeklit med Hanklit og Salgjer-høj (88 m o.h.) og Rubjerg Knude (50 m o.h.). Ud-forskningen af de glacialtektoniske strukturer harværet en væsentlig bestanddel af den strukturgeolo-giske forskning i Danmark siden 1850, hvor MønsKlint blev beskrevet af Puggaard (1851) i en for sintid enestående afhandling. Den strukturelle udred-ning, som Puggaard baserede på en meget detaljeretopmåling af klinten, indeholder en fundamental al-ternativ opfattelse af klintens sammenpresning af

Fig. 2. Isstrømskort over Danmark isen Weichsel. Den Norske Isstrømbegyndte sin fremrykning modDanmark omkring 30 000 år før nu.Dens hovedopholdslinje etableredesomkring 28 000 år før nu og forløb fraBovbjerg over Molshoved til Hven.Den Svenske Isstrøm gled efterføl-gende fra NØ ned over Danmarkefter Den Norske Isstrøm var smeltettilbage til Skagerrak. Den SvenskeIsstrøm når ‘Ussings Linie’ omkring20 000 år før nu, og mens densmeltede tilbage herfra rykkede DenBaltiske Isstrøm frem til den JyskeStilstandslinje (omkring 17 000 år førnu). Røde stjerner angiver kendteglacialtektoniske komplekser. Blandtdisse er Fanø Bugt komplekset detbedst beskrevne i det marine områdeog tilmed en enestående repræsentantfor et glacialtektonisk kompleks afSaale alder.

55°N

5°E 10°E 15°N

60°N

Skandinaviske Iskappe

Norge

DANMARKKøbenhavn

Göteborg

Oslo

MønsKlint

Bovbjerg

Fanø Bugt

FurKnudeklint

Hanklit

MolsHoved

Rügen

RistingeKlint

LønstrupKlint

Sverige

Tyskland

Baltiske Isstrøm

Svenske Isstrøm

Norske Isstrøm

28000 år BP

30000 år BP

20000 år BP

‘Ussings Linie’

17000 år BP

17 ka BP

28000 år BP


skiver, som var helt banebrydende i forhold til pro-fessor J.G. Forchammers misforståede opfattelse aflejringsforholdene (Garboe 1961). Det var dog førstJohnstrup (1874) som endeligt formulerede det gla-cialgeologiske koncept og hermed også forklarerdannelsen af såvel Møns Klint, Rügen og LønstrupKlint som resultat af istektoniske dislokation. John-strups (1882) tolkning af den glacialtektoniske dan-nelse af Lønstrup Klint blev fulgt op af Jessens (1899,1918, 1931) opmålinger og undersøgelser. Jessens gla-cialdynamiske tolkninger var stærkt inspireret afGripps (1929) undersøgelser af recente glacialtekto-niske fænomener ved Holmströmsbræen på Sval-bard. I årerne omkring 1940 blev de istektonisk dis-locerede klinters dannelse indgående diskuteret iDansk Geologisk Forening (Gry 1940, 1941). Gennemsit arbejde som konsulent for molerværkerne på Fur,Mors og Salling vidste Gry, hvor vigtigt det er at for-

stå den tredimensionale opbygning af de glacialtek-toniske komplekser ved planlægningen af brydningaf moleret. Gry efterlod sig ved sin død adskilligeupublicerede rapporter og notater om molerets de-formation, men de væsentligste strukturelle princip-per er entydigt dokumenteret i hans afhandling omistektonikken i moleret. Demonstrationen af folde-aksekonstruktion ved hjælp af strygnings- og hæld-ningsmålinger i Wulffnet er siden blevet repeteret aftalrige kursusstuderende i molerområdet. Dog for-blev overpræget deformation og dobbeltfoldning etufortalt kapitel, som det blev den næste generationsopgave at løse.

Anvendelsen af strukturgeologi i glacialtektonikblev Asger Berthelsens store bidrag til den kvartær-geologiske forskning (Berthelsen 1973, 1978). Med sinforskningsbaggrund i den prækambriske grund-fjeldsgeologis komplekse strukturer (Berthelsen 1960)

Fig. 3. Skematisk oversigt over indhold og sammenstilling af en glacialdynamisk sekvens svarende til en glacialdynamisk hæn-delse. De observerede glacialtektoniske strukturer danner grundlag for at definere en glacialtektonisk enhed. Strukturerne kantolkes som tilhørende sekventielle faser i en glacialtektonisk deformation. De observerede litostratigrafiske enheder kan tolkessom sedimenteret præ-deformationelt, syn-deformationelt eller post-deformationelt og indgår alle som glaciale aflejringerknyttet til en glacialdynamisk hændelse (event). De litostratigrafiske enheder, som genetisk er relateret til den glacialtektoniskedeformation sammenfattes i en kinetostratigrafisk enhed. Den kinetostratigrafiske enhed omfatter mindst en moræneaflejringog i almindelig også en eller flere glaciofluviale, glaciolacustrine eller glaciomarine aflejringer. De glacialtektoniske strukturerpåvirker præ- og syn-deformationelle aflejringer, mens de yngste enheder i den kinetostratigrafiske enhed ikke er glacialtektoniskdeformeret. Tilsammen udgør alle elementerne fra de tidligst dannede glacialtektoniske sprækker til de senest afsatte glacialesedimenter en glacialdynamisk sekvens. Efter Pedersen (1993) og Klint & Pedersen (1995).

…

Gla

cio

dyn

amis

k h

æn

del

se

Gla

cio

dyn

amis

k se

kven

s

Gla

cio

tekt

on

isk

def

orm

atio

n…

…

Gla

cial

eaf

lejr

ing

er

Gla

cio

tekt

on

isk

enh

ed

……

Kin

eto

-st

rati

gra

fisk

enh

ed

Pro

gres

siv

defo

rmat

ion

Gruppe

Formation

Led

Lag

Yngre

Ældre

Op

Ned

Glacial-tektoniskestrukturer

ForkastningerFolder

BreccierSprækker

Post-deformation

Sedimentation

Syn-deformation

Præ-deformation

Strukturellefaser


gik han i gang med den kvartærgeologiske glacial-dynamiske forskning. I de følgende år udviklede handen kineto-stratigrafiske metode (Berthelsen 1978),som dannede forbillede og model for mange glacial-geologer og sedimentologer, der arbejdede med over-fladenære aflejringer i Skandinavien. En del af denkomplekse dynamiske stratigrafi, som de kvartæreglaciale aflejringer besidder, har karaktertræk tilfæl-les med stratigrafi og kompleks deformation, somkarakteriserer prækambriske skjolde. Her forsøgerman ofte at opfatte stratigrafien som en sekvens afdeformationsbegivenheder. Det var dette principBerthelsen (1973, 1978) udviklede som den kineto-stratigrafiske metode til beskrivelse og tolkning afkvartærgeologiske sekvenser i glacialtektoniske ter-ræner (Aber et al. 1989).

Grundelementet i kineto-stratigrafi er en sedimen-tær enhed aflejret i forbindelse med et isfremstød,som har medført et karakteristisk mønster af ret-ningsbestemte elementer som skrålejring i smelte-vandssand, stenorientering i moræneler og deforma-tionsstrukturer, hvor retningsbestemmelsen sker udfra foldeakser og overskydningsplaner. Et af kunst-grebene i kineto-stratigrafi var identifikationen afenheder, som ikke efterlod sig litostratigrafiske spor,enten pga. manglende aflejringer eller senere erosi-on, men som kunne påvises ud fra deformationensom det pågældende isfremstød efterlod i underlig-gende enheder. Dette førte også frem til en skelnenmellem dominale og ekstradominale elementer, hvorde dominale aflejringer både blev afsat og deforme-ret i samme ’hug’, i modsætning til de ekstradomi-nale, som var aflejret tidligere og kun deformeret afisoverskridelsen. Inspireret af den kineto-stratigra-fiske metode lykkedes det i 1980-erne at sammen-stille et helhedsbillede af de isfremstød, som påvir-kede Det Danske Bassin gennem Weichsel istidensca. 100000 år (Fig. 2; Berthelsen 1978, Houmark-Niel-sen 1987, 1988, 1999, 2003, Aber et al. 1989, Pedersen2005).

Blandt geologer, og stratigrafer i særdeleshed, kri-tiseredes det kineto-stratigrafiske princip ud fra toholdninger. Den første er, at stratigrafi skal forståsbogstaveligt som beskrivelsen af lag (strato = lag,grafi = beskrivelse). Derfor kan stratigrafi ikke om-fatte abstrakt bevægelse eller deformation. Kineto-stratigrafi betyder egentlig bevægelses-lag-beskrivel-se, hvilket er uden mening, ligesom morfo-stratigrafi,da landskabsformer (morfologi) ikke er aflejringer.Der er ikke noget i vejen med at opstille sekventia-litet i deformationsændringer, bevægelsesmønstreeller palæoisbevægelser, ligesom landskabsudviklingog landskabsformernes sekventielle opståen og ned-brydning er et spændende felt (Krüger 1994), mendet bliver aldrig stratigrafi. Den anden kritik er at

der ikke er behov for kineto-stratigrafi, da de ele-menter som indgår heri udmærket lader sig bekriveaf klassiske geologiske begreber som deposition, de-formation og destruktion (’3-D-princippet’; Peder-sen 1998), også formuleret som aflejring, formæn-dring og erosion. Når man betragter Berthelsens(1978) koncept for domænal og ekstradomænal de-formation kan det undre, at en skelnen mellem pro-glacial og subglacial deformation ikke blev define-ret. Denne differentiation blev i Danmark først enty-digt fastlagt i slutningen af 1990-erne under udred-ningen af den sekventielle udvikling af Hanklit ogFeggeklit på Mors, hvor også principperne for over-præget deformation i glacialtektonik blev formule-ret (Pedersen 1982, 1996, 2000, Klint & Pedersen1995). Som indledning til disse sidstnævnte arbejderblev der opstillet en glacialdynamisk model som for-søgte at indarbejde princippet fra den kineto-strati-grafiske metode (Fig. 3; Pedersen 1993, Klint & Pe-dersen 1995). Denne model tilstræbte tillige at sam-menfatte forskellige litostratigrafiske formationer iglacialdynamiske grupper, som defineredes ud fraformationernes tilknytning til det samme isfremstød(Pedersen & Petersen 1997).

En væsentlig ny forskningsmetode i glacialtekto-nik blev introduceret i 1990-erne ved anvendelse afkonstruktion af balancerede tværprofiler (engelsk:balanced cross-section). På trods af at Gry (1940) varkommet med nogle overvejelser om Lønstrup Klintsdannelse ud fra principperne for konstruktion af ba-lanceret tværprofil gennemførte han ikke selv kon-struktionen af de mange tværprofiler, han havdeopmålt i moleret på Fur og Mors. Dette blev til gen-gæld gjort af Klint & Pedersen (1995) ved demon-strationen af Hanklits dynamiske udvikling, og be-regningen af dybden til décollement-fladen underFeggeklitblevudførtved hjælp af princippet for areal-balance (ca. 100 m under nuværende havniveau) afPedersen (1996). Efterfølgende indgår konstruktionaf balancerede tværprofiler i alle strukturelle analy-ser af glacialtektoniske komplekser (Andersen 2004,Pedersen 2005).

Dette fokus på glacialtektonisk deformation kanmåske for en udenforstående iagttager forekommeoverdrevent, men det skyldes at glacialtektonik eren meget væsentlig del af den danske kvartærgeolo-giske lagfølges opbygning. Det fremgår tydeligt afkortlægning over udbredelsen af glacialtektoniskestrukturer. I Danmarks og Grønlands GeologiskeUndersøgelses (GEUS’) database over grundvands-boringer (Jupiter) kan man søge på prækvartære af-lejringer som overlejrer kvartære sedimenter, hvor-ved man får følgende resultat: ved en inddeling afDanmark i 25 km2 arealer vil mere end 50% af dissehave fra 1 til 75 boringer der dokumenterer glacial-


Weichsel

Saale

Holocæn

Øvre Kridt

Eem

Vendsyssel Fm

Kattegat Till Fm

Rubjerg Kn. Fm

LønstrupKl. Fm

Lønstrup Kl. Fm

Stortorn Fm

StortornFm

Stortorn Fm

Lønstrup Klint Fm

lersilt sand sten

grusf m g

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

120

130

140

150

160

170

180

190

200

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

120

130

140

150

160

170

180

190

200

210

220

230

lersilt sand sten

grusf m g

siltler

sand stengrusf m g

NØRRE LYNGBY

m under terræn (20 m o.h.)

SKÆRUMHEDE


SKAGEN


10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

110

120

130

140

150

Vendsyssel Fm

Ler

Siltet mudder

Dropsten i ler og siltet mudder

Sandet mudder

Sand

Till

Grus

Kalk

Marine fossiler

Vendsys

sel Fm

Rubjerg

Knude F

m

Fig. 4. Tre boringer gennem kvartæret ned til prækvartæret i det nordligeDanmark, 1) Nr. Lyngby er beliggende umiddelbart syd for Rubjerg Knudetværprofilet, 2) Skærumhede beliggende ca. 10 km vest for Frederikshavn, og3) Skagen beliggende tæt ved Skagen by.


Hol

o cæ

nM

idtW

eich

sel

Sen

We i

chs e

l

Skæ

rum

hede

Gru

ppe

11.5

19–15

27–23

30–28

32–30

35–32

Form

atio

n

Inko

nfor

mite

t

Lito

l ogi

L er

Silt

Gru

s

Sand

S te n

F oss

il er

Stru

ktur

erog

kor n

stør

rels

e

Ret

ning

s-el

emen

ter

T ykk

else

År

i100

0fø

rnu

30

20

10

0 m

Recente flyvesandsklitter

Top af klintNr. Lyngby lag


Midtdanske TillFormation

Ribjerg Formation

eKattegatTill Formation


e L/R-inkonformitet


Stortorn Formation

g

g

e

eLer

Siltet mudder

Dropsten i ler og siltet mudder

Sandet mudder

Sand

Till, morænesand

Daterede plantefossiler

Daterede marine skaller

Palæostrømretning

Isbevægelsesretning

Erosionsinkonformitet

Glacialtektonisk inkonformitet

f. m. g.

e

g

Tørv og gytje

Fig. 5. Stratigrafisk log af delitologiske enheder, som fore-kommer i Rubjerg Knudeområdet.


tektonisk deformation (Jakobsen 1996). Også i far-vandene omkring Danmark findes glacialtektoniskekomplekser. Således har seismiske undersøgelser førttil opdagelsen af store glacialtektoniske komplekseri en zone 10–20 km uden for Jyllands vestkyst (Huu-se & Lykke-Andersen 2000). Disse komplekser invol-verer aflejringer fra Miocæn samt aflejringer af El-ster eller tidligere alder. Senest er der i Fanø Bugtblevet påvist et kompleks på 10 × 10 km2 som tolkesdannet i Saale (Fig. 2), idet de store flod-erosionsda-le, der i Elster blev dannet under dræningen af detnordeuropæiske fastland, ikke skærer det glacialtek-toniske kompleks (Andersen 2004, Andersen et al.2005). Vanskeligheden ved at tolke glacialtektoniskestrukturer i seismiske profiler er at fastlægge over-skydningszonerne. I et seismisk profil vil en over-skydning, der har forsat sand op over sand stort setvære usynlig. Tolkningen af overskydningszoner vilderfor være fuldstændig afhængig af udtegningenaf kompleksets deformationsstrukturer (eller arkitek-tur). Det er derfor væsentlig at have nogle referen-cer til blottede arkitekturelementer i glacialtektoni-ske komplekser, som kan hjælpe med forståelsen afublottede kompleksers opbygning og dannelse. Et afde bedst blottede glacialtektoniske profiler i verdener Lønstrup Klint, hvor det 6 km lange tværprofilgennem Rubjerg Knude Glacialtektoniske Komplekskan studeres. Formålet med denne afhandling er atbeskrive de strukturelle elementer i dette kompleks,at demonstrere anvendelsen af den strukturelle ana-lyse af overskydningsstrukturerne, og at udrede detglacialtektoniske kompleks’ dynamiske udvikling.Indledningsvis vil der blive givet en oversigt overden geologiske ramme og den stratigrafiske opbyg-ning. For oplysninger om detaljerne i denne oversigtog den systematiske opstilling af stratigrafiske en-heder henvises læseren til Pedersen (2005), hvori detbalancerede tværprofil vist på Planche 1 (Fig. 1) og-så er at finde.

Geologisk ramme for RubjergKompleksetDen prækvartære overflade under Vendsyssel beståraf aflejringer fra Kridt. Længst mod nord ligger Kridt-aflejringer dybest, i undergrunden under Skagen i230 meters dybde, og her består de prækvartære af-lejringer af grønsand fra Cenomanien og Turonien(Fredericia 1982). Aflejringer af denne type er i Dan-mark kun blottet på Bornholm (Arnager Grønsand).Mod syd bliver de prækvartære aflejringerne grad-vis yngre, og ved Nr. Lyngby ligger kalkaflejringer

fra Maastrichtien i en dybde af omkring 80 m (Fig. 4).Selvom erosionsdybden ned til prækvartæroverfla-den gradvist stiger mod nord må det formodes, atden mesozoiske lagserie hælder svagt mod syd-syd-vest for at forklare, at det cenomane grønsand fore-kommer under Skagen (Vejbæk 1997, fig. 9).

I forhold til det sydligere og vestlige Jylland erder en betragtelig hiatus i den geologiske lagserie iVendsyssel, som kan forklares ved, at der har væretet betydeligt neogent opløft af Det Danske Bassin opmod det sydskandinaviske grundfjeld (Jensen &Michelsen 1992, Japsen 2000). Den prækvartære over-flade overlejres nemlig af glaciale sedimenter franæstsidste istid Saale. Såvidt det kan vurderes ud fraSkærumhedeboringen er Saaleaflejringerne afsat un-der en terrestrisk glaciation (Jessen et al. 1910), og destore fluktuationer i havspejlsniveau op gennemKvartærtiden viser sig tydeligt ved overgangen tilaflejringerne fra Eem, som under hele Vendsysselbestår af marine aflejringer (Knudsen 1994). De ma-rine aflejringer fra Eem fortsætter op i nedre Weich-sel, hvor der gradvis sker et omslag til glaciomarineaflejringsbetingelser. Muslinger og foraminifererændrer sig fra temperede arter til arktiske arter og iden marine lagserie optræder dropsten, der viser til-stedeværelsen af isbjerge i havområdet der dække-de Vendsyssel såvel som Skagerrak og det nordligeKattegat (Bahnson et al. 1974). Hele den marine lag-serie fra Eem og op gennem Nedre til Midt Weichseler indeholdt i Skærumhede Gruppen, der er opkaldtefter Skærumhede, hvor den første dybe boring iVendsyssel blev udført (Jessen et al. 1910). Skærum-hedeboringen blev i sin tid udført for at bidrage medviden om naturgasressourcerne i Vendsyssel, hvorman helt frem til efterkrigsårene havde en energifor-syningafnaturgas tilområdetomkringFrederikshavn.

Skærumhede Gruppen opdeles i tre formationer.Den nederste er en unavngiven formation, som om-fatter aflejringerne fra Eem og Nedre Weichsel, må-ske tillige dele af den allerøverste del af Saale (Fig. 4og 5). Herover ligger Stortorn Formationen, som erblottet i Lønstrup Klint ved Rubjerg Knude. NavnetStortorn refererer til pynten neden for Rubjerg Fyr,som i almindelighed er meget vanskelig at passere.Ofte har skred gjort det vanskeligt at forcere dettested, hvis ikke havets erosion har medført, at det blåler ved Stortorn står stejlt direkte ned mod bræn-dingszonen. Stortorn Formationen er en glacioma-rin aflejring med dropsten og arktiske muslinger (Fig.6). Der har været en betydelig havdybde på aflej-ringstidspunktet, men et skift i aflejringsbetingelsermedførte at små stormsandslag og tynde silt- ogsandlag optræder i lagserien, og dette markere over-gangen til Lønstrup Klint Formationen, der er denøverste formation i Skærumhede Gruppen. Lønstrup


Klint Formationen er opkaldt efter Lønstrup Klint,hvor den optræder ved basis af alle de stejltståendeoverskydningsskiver, der opbygger klinten fra Løns-trup mod nord til Nr. Lyngby mod syd. Mens Løns-trup Klint Formationen blev aflejret skete der en grad-vis ændring af Kattegat–Skagerrak fra arktisk mari-ne forhold til glaciolacustrine forhold. Jessen (1918)forslog, at overgangen til brakvandsforhold skyld-tes Den Norske Isstrøms fremrykning og den der-med forbundne store udstrømning af smeltevand.Sadolin et al. (1997) tolkede miljøændringen som enkombination af en havspejlssænkning i forbindelsemed det kuldemaksimum som byggede op mod slut-ningen af Midt Weichsel, en dæmning af søbassinet iog omkring Vendsyssel forårsaget af isfremstødet franord, og endelig kan det ikke udelukkes, at smelte-vandstilstrømningen omdannede det tidligere ark-tisk-marine område til et brakvandsdomineret fjord-område. Tydeligt er det imidlertid, at sedimenttil-førslen til det glaciolacustrine bassin blev markantforøget, hvilket ses af de talrige tynde silt- og fin-sandslag i den nederste del af formationen der af-spejler distale turbiditstrømme (Fig. 7). Op gennemformationen bliver sandlag afsat af turbiditstrømmegradvist mere sandede, tykkelsen øges til op mod enmeter med dannelsen af bl.a. klatrende ribber. Tur-biditstrømmenes kildeområde var den sydlige skrå-ning af bassinet, hvor faststående kalk omkring denøstlige del af Limfjorden bidrog med såvel kalksand-korn som kalkelskende arktiske planter, hvoraf sidst-nævnte ved 14C-datering har givet en alder på 30 000B.P. (Houmark-Nielsen et al. 1996; Sadolin et al. 1997).De tykke sandlag mellemlejret af lamineret mudder,stedvis med småskala strømribber draperet af orga-nisk detritus, er senere under kompressiv deforma-tion blevet påvirket af hydrodynamisk brecciering

og tyngdebelastningsstrukturer som sæk- og pude-strukturer samt flammestrukturer, der udvikler sigtil småskala diapirisme (Fig. 8).

I overgangen fra Midt til Sen Weichsel sker der endramatisk tømning af Kattegatbassinet via den nord-lige del af Vendsyssel, hvorved der skabes en mar-kant inkonformitet (Sadolin et al. 1997). I toppen afLønstrup Klint Formationen eroderede kanaler signed og skabte en uregelmæssig topografi, hvorpå deraflejredes et grovklastisk residualkonglomerat. Dainkonformiteten adskiller toppen af Lønstrup KlintFormationen fra Rubjerg Knude Formationens neder-ste konglomerat- og grusenhed betegnes den gene-relt som L/R-inkonformiteten (Fig. 5). Det grovkla-stiske lag ved basis af Rubjerg Knude Formationenoverlejres af glaciofluviale sedimenter, og områdetpræges herefter af terrestiske glaciale forhold. Fron-ten af den Skandinaviske Iskappe må på dette tids-punkt være rykket frem over Norske Rende og Ska-gerrak til den nordligste spids af Jylland. I de føl-gende få hundrede år rykker isfronten frem til om-rådet omkring Hirtshals, hvor den begyndte at pres-se skiver af Skærumhede Gruppens aflejringer fri fraderes primære position (Fig. 9). Gradvist opdæm-medes Kattegat af isfronten, der fra Vendsyssel fort-satte ud i den nordlige del af Nordsøen, som blevisdækket omkring 29 000 B.P., og som i øvrigt for-blev isdækket frem til omkring 22 000 B.P. (Sejrup etal. 1994, 2000). Foran isen i Vendsyssel blev der etab-leret et lavland domineret af lavvandede søer og flo-der, mens de første overskydningsskiver begyndteat dukke ud af vandet og rage op som rygge i land-skabet. Smeltevandsstrømmene fulgte overskyd-ningsskivernes strygning og strømmen var derforrettet ud mod Nordsøen i vest. Fra tid til anden kol-lapsede spidsen af skiverne og skred ud i bassinernemellem de opragende overskydningsskiver. Disse

Fig. 7. Tynde distale turbidit silt- og finsandlag i nederste delaf Lønstrup Klint Formationen.

Fig. 6. Arktiske muslingeskaller og dropsten i StortornFormationens sorte mudder.


bassiner blev under isen fremrykning forskubbetmod syd, samtidig med at strømforløbene blev ryk-ket med (piggyback-bassiner). Efter omtrent 1000 år,sandsynligvis lidt mindre, blev Skærumhede Grup-pens sedimenter ned til en dybde af ca. 40 m sam-men med de senest, syntektonisk afsatte aflejringerfra Rubjerg Knude Formationen skubbet sammen fraHirtshals til Lønstrup, hvor de dannede et bakke-parti med isen som bagland og forlandet beliggendelidt nord for Nr. Lyngby. De sandede og drænendelag ved Nr. Lyngby har sandsynligvis afsluttet denglacialtektoniske deformation, der blev efterfulgt afisens overskridelse. Den Norske Isstrøm fortsatte sitfremstød ned til en hovedopholdslinje, som forløbfra Bovbjerg over Mols til Hundested og videre tilHven (Fig. 2; Houmark-Nielsen 2003). Herefter smel-tede Den Norske Isstrøm tilbage og det næste frem-stød fra den Skandinaviske Iskappe kom fra NØ. Is-deleren i de skandinaviske fjelde havde på dette tids-punkt flyttet sig mere østover til en position i detcentrale Sverige. Fremrykningen af denne isstrømresulterede i afsætningen af en dalsandur ved Løns-trup, som eroderede sig ned i den nordligste del afRubjerg Knude Glacialtektoniske Kompleks. Herdanner smeltevandsaflejringerne fra Den SvenskeIsstrøm den næsten 20 m tykke Ribjerg Formation,der er opkaldt efter Ribjerg i den sydvestligste del afLønstrup. På Ribjerg står signalmasten, der tidligeresignalerede brændingens størrelse til fiskerne ude påhavet, så de kunne vide om det var fremkommeligtat lande deres fartøjer. Optisk Stimuleret Lumine-scens datering af sandet fra Ribjerg Formationen gi-ver aldre på 26 000–25 000 år B.P., der således også

postdaterer deformationen i Rubjerg Knude Glacial-tektoniske Kompleks. Herefter rykker Den Skandi-naviske Iskappe frem til sin hovedopholdslinje, derogså er kendt som ‘Ussings Linie’, da den som et afhovedelementerne i den danske kvartærgeologi al-lerede for 100 år siden blev beskrevet af Ussing (1903).I profilet ved Ribjerg overlejrer Den Svenske Isstrømsmoræneaflejringer (Midtdanske Till Formation) Ri-bjerg Formationen, men længere mod syd er det van-skeligt at skelne de to moræneaflejringer, da den gla-ciale abrationsflade er blevet kraftigt eroderet afsandblæsning.

Efter at isen smeltede tilbage fra Hovedopholds-linjen (Ussings Linie) henlå Vendsyssel i en depres-sion efter den glacioisostatiske nedtrykning. Samti-dig med de globale iskappers nedsmeltning i slut-ningen af Weichsel-istiden steg vandstanden i ver-denshavene. I Vendsyssel genetableredes herved etarktisk hav, tidligere refereret til som det yngre Yol-diahav (Jessen 1918, 1931). Aflejringerne i dette havudgør Vendsyssel Formationen. Godt nok er de dan-net under en generel transgression, men op gennemlagserien findes gode eksempler på tvungen regres-sion, som skyldes den glacioisostatiske landhævning(Mertz 1924, Richard 1996). Denne hævning er i dagårsag til, at Vendsyssel Formationen forekommer somstore flade marker i store dele af Vendsyssel. Dennegamle havbund ses eksempelvis neden for BørglumKloster, som selv ligger på en af de tidligere glacial-morfologiske øer i dette hav. Andre steder er dengamle havbund, og dermed også Vendsyssel Formati-onen, gennemsat af skarpt nedskårne dale anlagtunder fastlandstidens stærke erosion af landskabet.

Fig. 8. Sæk- og pudestrukturer udvikleti sandlagene i den øverste del afLønstrup Klint Formationen.


I disse dale såvel som i andre mindre depressioner,blev der dannet søer og moser. Aflejringer fra dissefindes nu øverst i Lønstrup Klint profilet, hvor debetegnes martørv. Stednavnene Martørv Bakker ogMoserende refererer til disse tørve-aflejringer, der afJessen (1918) blev vurderet til at være dannet i Sten-alderens hasseltid. Aflejringerne i Vendsyssel afslut-tes af de udbredte flyvesandsdannelser. Ligesom denøvrige del af Vestkysten blev påvirket specielt af det18. og 19. århundredes sandflugtskatastrofer blevstore del af det vestlige Vendsyssel lagt øde i denneperiode. Således blev den gamle kirke i Rubjerg ned-lagt i 1904 og en lignende skæbne overgik Nr. Lyng-by kirke. Klitterne ved Rubjerg Fyr var omkring 1995

tæt på 50 m høje, men allerede i 1956 medførte klit-ternes vækst oven på klintkanten, som dengang lå60–70 m længere ude mod vest, at fyret blev ned-lagt, fordi toppen af fyret (ca. 99 m o.h.) ikke kunneses fra havet. Imidlertid vil erosionen af klinten med-føre, at fyret om få år står helt ude på kanten af klin-ten, mens klitrækken er vandret forbi. Det forven-tes, at fyret vil styrte i havet omkring 2012 (Pedersen1986), og en lignende skæbne vil nok overgå MårupKirke, hvis ikke en aktiv kystsikring iværksættes in-den.

Søaflejring

Iskappe

Begravede dale

Palæostrømretning

A B

C

Sø

Land - tundra

Kridttidskalk med tyndtdække af yngre aflejringer

Fig. 9. Palæogeografiske kort over udviklingen i Skagerrak – Vendsyssel – Kattegat omkring Den Norske Isstrøms fremrykning,modificeret efter Sadolin et al. (1997). Kort A viser indsøområdet under aflejringen af Lønstrup Klint Formationen, da iskappen franord begyndte at afsnøre forbindelsen ud til Nordsøen. Kildeområet for sedimenterne var på dette tidspunkt den udbredte mammut-steppe, der strakte sig fra Limfjorden og syd over. Kort B viser tapningen af søområdet , der var afsnøret i Vendsyssel–Kattegatlavlandsbassinet. På dette tidspunkt blev der ikke aflejret sedimenter ved Rubjerg Knude, hvor begivenheden afspejles i dannel-sen af inkonformiteten mellem Lønstrup Klint Formationen og Rubjerg Knude Formationen. Kort C viser Den Norske Isstrømsfremrykning mod Rubjerg Knude på tidspunktet, hvor glacialtektonikken initieres, samtidig med at sedimenterne i Rubjerg KnudeFormationen afsættes.


Fig. 10. Model for overskydningstektonik og strukturernes udvikling i forhold til forsætningen. Modellendemonstrerer en simpel overskydning af en hængende blok op over en enkelt rampe og de strukturer, somdannes over det øvre rampehængsel. Bemærk at i de første fire trin forøges forsætningen med 50 m, hvori-mod den i de sidste trin forøges med 100 m. Af modellen fremgår det tydeligt, at oprette antiklinaler dannesved en forsætning som svarer til den dobbelte længde af lagpakkens tykkelse. Modellen illustrerer tilligetermerne, som anvendes i beskrivelse af overskydningsstrukturerne.

Trin 1

Trin 2

Trin 3

Trin 4

Trin 5

Trin 6

Hængende blok Liggende blok

50 m forsætning

100 m forsætning

150 m forsætning

200 m forsætning

300 m forsætning

400 m forsætning

Nedre flade

Aksialplan

Øvre flade = terrænoverflade

Nedre rampehængselØvre rampehængsel

Hængende-blok antiklinal

Baglands-hældende flanke Forlands-hældende flanke

Hængende-blok flade

Hængende-blok fladeHængende-blok rampe

Øvre liggende-blok flade

0 100 200 300 400 mN S

Liggende-blok rampe

Décollement eller nedre liggende-blok flade

Rampe


Strukturgeologisk analyse af etoverskydningskompleksHvad er en strukturel analyse? Stort set inden foralle grene af naturvidenskab betyder det beskrivel-sen af den rumlige opbygning af et legeme eller sam-ling af legemer. Men specielt inden for strukturgeo-logi indbefatter det også en udredning af den sekven-tielle overprægning (superposition; Hansen 2000,Pedersen 2000). Den klassiske systematik inden forstrukturgeologi følger tre hovedtrin: første trin erbeskrivelse af geometrien, andet trin er udredningaf de kinematiske forhold, herunder tolkning af dendynamiske udvikling, og endelig er tredje trin op-stilling af en tektonisk syntese (Pedersen 2005). Dengeometriske analyse som har ført frem til beskrivel-sen af Rubjerg Knude Glacialtektoniske Kompleks errepræsenteret ved Planche 1. Det konstruerede tvær-profil er baseret på en fotogrammetrisk opmåling afklinten ved Rubjerg Knude vinkelret på strygnings-strukturerne (Pedersen 2005). Den kinematiske ud-redning gørredeforbevægelsesretningogorienteringaf stressfelter under deformationen, hvilket tager situdgangspunkt i den statistiske (eller i mangel af bedreden semistatistiske) fordeling og koncentration af destrukturelle elementers orientering (lagplaners ogforkastningsplaners strygning/hældning, foldeakse-orientering m.m.). Den herpå baserede dynamisketolkning forklarer de sekventielle bevægelsestrin:hvad blev forskubbet først og hvordan blev de tid-ligst dannede strukturer påvirket af efterfølgendebegivenheder? Endelig sætter den tektoniske synte-se strukturer og deformation i en sammenfattenderamme, der afrunder den konklusive opfattelse afdet strukturelle kompleks. Denne afrunding vil tilli-ge definere det strukturelle kompleks, det vil sige atkompleksets egenart defineres ved dets arkitekturog dets grænser i tid og rum. Da den systematiskegennemgang af Rubjerg Knude GlacialtektoniskeKompleks allerede foreligger (Pedersen 2005) vil denfølgende beskrivelse tage sit udgangspunkt i den tek-toniske syntese og på baggrund af denne beskriveden dynamiske udvikling af de strukturelle defor-mationstyper, som opbygger komplekset. Selve kom-pleksets begrænsninger i tid og rum er allerede be-skrevet i den geologiske ramme, og følgelig vil detvære den dynamiske udvikling af de arkitektoniskestrukturelementer, som beskrivelsen herefter vil kon-centrere sig om. Men inden vil det være vigtigt atgennemgå de strukturelle elementer som indgår ikonceptet for tyndskindet overskydningstektonik(engelsk: thin-skinned thrust-fault tectonics) samt enaf strukturgeologiens nutidige teoretiske analyseme-toder, nemlig konstruktionen af balancerede tvær-profiler.

Strukturelle begreber ioverskydningstektonikNår en lagpakke forskydes langs med en forkastningskelnes mellem en liggende blok og en hængendeblok. Den liggende blok er den der betragtes somfaststående relativt til den hængende blok, som erden der forsættes.

Ramper og flader (engelsk: ramps and flats) ergrundelementerne i overskydningstektonik. En ram-pe er en hældende forkastning langs hvilken der ersket en opskydning af en lagpakke (Fig. 10). Ram-perneerdeelementersomopsplitter lagpakkeniover-skydningsskiver, og det er langs ramperne at skiver-ne forsættes og stables oven på hinanden. Tidligereblev ramperne også benævnt reverse forkastninger,og forsætningen langs forkastningerne repræsente-rer tektonisk kontraktion. Rampens hældning skalses i relation til lagdelingen. Normalt vil hældnin-gen mellem rampe og lagdeling ligge mellem 10° og35°, og af bjergartsmekaniske grunde vil den aldrigoverstige 45°. En flade (overskydningsflade) er enlagparallel forkastning langs hvilken der er sket enoverskydning. Der findes altid to typer af flader,nemlig nedre og øvre flader (Fig. 10). Langs nedreflade ‘løsrives’ lagpakken fra bundlaget, hvilket eren forudsætning for at den som en skive (hængendeblok) kan forskydes fremefter. Den øvre flade er iden-tisk med overfladen af den liggende blok eller even-tuelt forlandet. De to flader er forbundet af en ram-pe (Fig. 10). Ofte vil der kunne være dannet flader iflere niveauer, som er forbundet af mellemliggenderamper. Den nederste flade benævnes ofte décolle-mentfladen.

Betragter man en flade, er det nødvendigt at skel-ne mellem den liggende-bloks flade (LBF) og denhængende-bloks flade (HBF). LBF er den del af over-skydningen som ligger på toppen af og lagparalleltmed den liggende-bloks lagserie. HBF er den del afoverskydningen som ligger ved basis af den hæn-gende blok og lagparallelt og ofte tillige parallelt fol-det sammen med lagene i hængende blok. På sam-me måde skelnes også mellem den liggende-bloksrampe (LBR) og den hængende bloks-rampe (HBR).Udfordringen i den strukturelle analyse består i atudrede de forhold, hvor en hængende-bloks flade(HBF) ligger på en liggende-bloks rampe (LBR), ellerhvor en hængende-bloks rampe (HBR) ligger på enliggende-bloks flade (LBF), og hvornår der må skel-nesmellemenhængende-blokflade(HBF) og hængen-de-blok rampe (HBR) beliggende på en liggende blok-flade (LBF).Forkortelserne er brugtvedannotationpåde følgende foto af overksydningsstrukturerne.

En strukturel konsekvens af forskydningen af enhængende blok (overskydningsskive) op over en lig-


N S0 100 200 m

100 m forsætninglangs yngste overskydning

200 m forsætninglangs yngste overskydning

1

1

2 35

34

5

46

Trin 1

Trin 2

62

Fig. 11. Model af overpræget rotation af imbrikerede overskydningsskiver ved progressiv forsætning langs dybereliggende ogsenere aktiverede décollementzoner. Numrene angiver sekventiel imbrikation af overskydningsskiverne. Modellen tjener somforklarende introduktion til den strukturelle udvikling i Grønne Rende (Fig. 21 & 25).

0 100 200 mN S

Trin 3

Trin 2

Trin 1

150 m balanceret forsætning

1. sømpunkt

1. sømpunkt

1. sømpunkt

2. sømpunkt

2. sømpunkt200 m balanceret forsætning

Forland

Forland

Forland

12

12

12

Fig. 12. Illustration af princippet i balanceret tværprofil anvendt på kompressionel overskydningstektonik. Balanceringen begyn-der med at man ‘sømmer’ forlandet fast og derpå trækker den skive tilbage som er nærmest forlandet (skive (1) i Trin 1). I næstetrin ‘sømmer’ man den første skive fast, så man kan trække den anden skive (2) tilbage, hvor afstanden for tilbagetrækning i hverttrin svarer til den udmålte/beregnede forsætning (Trin2). I Trin 3 er de to dislocerede skiver balanceret og ‘lagt på plads’ i deresoprindelige stratigrafiske position, og således videreføres balancering af et helt overskydningskompleks fra den distale del til denproksimale del.


Is

Forkastnings-bøje-foldet duplex

Imbrikeret duplexstak

Duplexstak

Imbrikationsvifte

Antiformstak


Duplexer foldet ved rampe kollaps

Forlands-translationsskiveTid

SN



Stortorn Formation

Fig. 13. Skematisk sammenstilling af strukturtyperne dannet under den dynamiske udvikling af Rubjerg Knude GlacialtektoniskeKompleks. Læser man figuren lodret nedefra og op ser man den succession af strukturer, som dannes under den progressiveoverskydningsdeformation. På et givet sted vil forlands-translationsoverskydninger dannes førend hængende-blok antiklinaler.Læses figuren vandret ses, at forlands-translationsoverskydninger dannes samtidig (længst mod syd, distalt) samtidig med at derlængst mod nord (proksimalt i forhold til iskappen) dannes eksempelvis en imbrikationsvifte.


gende-blok rampe er at der over rampens øvre hæng-sel udvikles hængende-blok antiklinaler (engelsk:hanging-wall anticline; Fig. 10). Geometrien af hæn-gende-blok antiklinaler vil afhænge af forsætning-ens størrelse som det fremgår af Fig. 10. Når flerehængende blokke sammen er foldet over en liggen-de-bloks rampe karakteriseres strukturen som enantiformstak (antiformal stack).

Den næste kompleksitet i den strukturelle analy-se er når den ovenfor beskrevne rampe/flade struk-tur forsættes af en ny rampe. For at kunne udrededen sekventielle udvikling er det i denne situationvigtigt at kunne skelne mellem oprindelige flader ogramper. Bemærk især at en tidligt dannet rampe meden ‘naturlig’ brudvinkel på omkring 30º ved en se-nere rotation under senere forskydning langs meden foranliggende rampe kan bliver til en stejl forkast-ning med ca. 60º hældning (Fig. 11).

Balanceret tværprofilForudsætningen for at kunne forklare den dynami-ske udvikling er at man kan konstruere sig tilbage tilden primære udgangsposition forud for deformati-onen. Dette gøres ved at udarbejde en balanceret re-konstruktion (engelsk: balanced reconstruction), hvorman ved hjælp af forsætningen (engelsk: displace-

ment) trækker lagene tilbage til deres oprindelig po-sition (Fig. 12). Princippet har været benyttet af geo-loger igennem hundrede år, f.eks. i forsøget på enrekonstruktion af Lønstrup Klints dislocerede skiver(Gry 1940), men beskrivelsen af konceptet tilskrivesgenerelt den canadiske geolog Dahlström (1969), somarbejdede i Rocky Mountains, hvor behovet for atverificere geologiske strukturer i forbindelse medolieefterforskning, var blevet af essentiel betydningfor investering i efterforskningsboringer. Dahlströmsarbejde var baseret på linjebalance, dette blev senerefulgt af Suppes (1985) beskrivelse af anvendelsen afarealbalance. Kort fortalt er linjebalance en rekon-struktion baseret på opmåling/udregning/tolkningaf forsætningen, mens arealbalance opererer med, atde volumener (tværsnitsarealer) som indgår i detdeformerede kompleks skal kunne ækvivalere devolumener, der kan udregnes ved kendskab til destratigrafiske mægtigheder i det primære bassin, somundergik deformation. Som tidligere nævnt kan are-albalancen anvendes for favorable ’pop-up’ struktu-rer til at beregne dybden til décollementniveauet (Pe-dersen 1996). I arbejdet med at opstille den tektoni-ske syntese for Rubjerg Knude GlacialtektoniskeKompleks har linjebalancen i princippet været brugttil at sætte alle skiverne på plads, mens arealbalan-cen har været brugt til at teste validiteten af dennerekonstruktion. Resultatet af konstruktionen af detbalancerede tværprofil er, at ca. 11% af den defor-merede lagfølge ikke lader sig balancere, men må be-tragtes som eroderet væk under den glacialdynami-ske erosion (Pedersen 2005).

Strukturtyper i Rubjerg KnudeGlacialtektoniske KompleksVed den systematiske beskrivelse af Rubjerg KnudeGlacialtektoniske Kompleks er der foretaget en op-deling i 13 sektioner, der er navngivet efter lokale


stednavne langs med klinten (Fig. 1). Disse er fra syd(nær Nr. Lyngby) mod nord (ved Lønstrup): Ulstrup,Stensnæs, Martørv Bakker, Kramrende, Brede Ren-de, Sandrende, Stenstue Rende, Grønne Rende, Ru-bjerg Knude Fyr, Stortorn, Moserende, Mårup Kirkeog Ribjerg sektion, og det kan ikke undgås, at der iden følgende beskrivelse vil blive refereret til dissesektioner, hvis lokalisering fremgår af Fig. 1 og Plan-che 1. Overordnet kan komplekset opdeles i tre regi-mer: et distalt, et centralt og et proksimalt, hvor dis-talt refererer til området fjernest fra deformationskil-den (og dermed også tættest ved forlandet), og prok-simalt referer til området nærmest ved deformati-onskilden, nemlig den fremadrykkende isfront. Det

Forland UL1 hængende-blok flade

Liggende-blok rampe

Ulstrup sektion

SNUL2 UL1

UL1

Forland


Aktiv overskydning


Ulstrup glaciofluviale lag

Ulstrup glaciolacustrine lag100 m

N S

Foto

Fig. 14. Forlandsrampe dannet i den distale del af Rubjerg Knude Glacialtektoniske Kompleks, hvor de frontale skiver er translate-ret 300–500 m hen over forlandet mod syd. Den sydligste skive (UL1) blev subhorisontalt forskudt frem over forlandet, mens ensmeltevandsstrøm afsatte glaciofluviale sedimenter på ryggen af skiven. UL2 blev delvis båret piggyback på den liggende blokUL1 under skubbet på rampen mellem Ulstrup sektionen og Stensnæs sektionen (SN).

Modstående side:Fig. 15. Breccie i overskydningszonen under hængende blok iUlstrup sektionen. (1) Oprindelige uforstyrrede lagstilling. (2)Lommer og små intrusive gange dannedes i den indledendefase af muddermobilisering umiddelbart over overskydnings-fladen. (3) I det fremskredne stadium af hydrodynamiskbrecciering blev hele sålen af den hængende blok mudder-mobiliseret til en strukturløs matrix hvori små klaster af detprimært laminerede sediment svømmede rundt. (4) I det af-sluttende stadium af brecciedannelse konsolideredes denmuddermobiliserede breccie, enten ved dehydrering eller pågrund af grundfrost. Men da porevandstrykket stadig var højti overskydningszonen blev den konsoliderede breccie gennem-sat af sandfyldte sprækker.


Leret mudder

Sand

Mobiliseret mudder

Sandfyldte sprækker

1

2

3

4

Intrusiv kontakt

Overskydningsflade

Overskydningsflade

Overskydningsflade

20 cm

2

3

4


distale regime udgøres af Ulstrup og Stensnæs sekti-onerne, og til det proksimale regime hører MårupKirke og Ribjerg sektionerne, mens de øvrige sektio-ner henføres til det centrale regime. Imidlertid kankomplekset også beskrives ud fra de typer af over-skydningsstrukturer, som det er opbygget af, og idenne sammenhæng kan otte typer opstilles (Fig. 13;Pedersen 2005):

1) Forlands translationskiver betegner sub-horison-tale overskydningsskiver der er blevet forskudtstore afstande, størrelsesordenen 30 × skivetyk-kelsen, over det udeformerede forland mod syd.Denne type af relativ simpel overskydning fore-kommer i den distale del af komplekset (Ulstrupsektionen). Termen translation (engelsk: transla-tion) er det gængse udtryk for lange subhorison-tale overskydninger, såvel i kompressionelle somi ekstensionelle tektoniske regimer.

2) Rampekollaps optræder på overgangen mellemdet distale og centrale regime i Stensnæs sektio-nen. Her kollapsede agterenden af de distale over-skydningsskiver under sammenpresningen modden rampe, som de distale skiver skulle brydesop fra før translationen hen over forlandet. Dettemedførtetilligeenmegetkompleksfoldning af seg-menterne, der opsplittedes ved rampekollapsen.

3) Hængende-blok antiklinaler (engelsk: hanging-wall anticlines; Boyer & Elliot 1982) er den mestkarakteristiske foldningstype, som indgår i over-skydningskomplekset. Martørv Bakker, Kramren-de og Brede Rende sektionerne er grundlæggendebygget op omkring hængende-blok antiklinaler.Men strukturen forekommer som initial deforma-tionsfase i det fleste sektioner i detcentrale regime.

4) En antiformstak (engelsk: antiformal stack; Boy-er & Elliot 1982) opstår når to eller flere skiver ertranslateret horisontalt hen over hinanden og desammen passerer en rampe. I princippet vil detvære en hængende-blok antiklinal, der blot invol-verer flere overskydningsskiver, men en antiform-stak vil også kunne dannes ved at overskydnings-skiverne succesivt passerer den tidligst dannedehængende-blokantiklinal.Et godt eksempel på enantiformstakforekommeriBredeRendesektionen.

5) En imbrikationsvifte (engelsk: imbricate fan; Boy-er & Elliot 1982) er en hel gruppe af segmenter,som opstår ved at en lang sammenhængendeoverskydningsskive på én gang brydes i stykkerog forskydes op i stejltstående position. Imbrika-tion betyder taglagt. Et enestående eksempel påen imbrikationsvifte findes i Grønne Rende sekti-onen, hvor tolv skiver tilsammen danner dennestrukturtype.

6) Et duplexsegment er en overskydningsskive som

på alle kanter og flader begrænses af overskyd-ninger. Når flere duplexsegmenter ligger oven påhinanden karakteriseres de som en duplexstak.Ordet duplex har sin oprindelse i det amerikan-ske begreb for et hus med to etager og to boligerliggende over og under eller stødende op til hin-anden, på dansk ville man nok kalde det et dob-belthus, men det giver ringe mening at indføredette begreb i en overskydningstektonisk sprog-brug. Den sydlige del af Stortorn sektionen er op-bygget af en sådan duplexstak.

7) Imbrikerede duplexstakke opstå når flere duplex-stakke deformeres op langs dybtgående ramper.Sådanne deformerede duplexstakke kan opfattessom duplex enheder, der er begrænset af ramper.Duplexstakke og duplex enheder begynder at op-træde i Stortorn sektionen, men tiltager i defor-mations intensitet i sektionerne nordpå mod denproksimale del.

8) Forkastnings-bøje-foldning (engelsk: fault-bend-folding; Suppe 1983) opstår når overskydnings-skiver deformeres ved forskydning op langs meden rampe og hen over et rampehængsel. I denmest proksimale del af komplekset dominererdenne type deformation, og det er her de allere-de udviklede duplex enheder bliver foldet underoverskydningsbevægelsen, hvorfor typen karak-teriseres som forkastnings-bøje-foldede duplexer.

Foruden de oven for nævnte overskydnings struk-turtyper forekommer der i komplekset to struktur-typer, som indbefatter syntektonisk sedimentation ogepisedimentær deformation, nemlig piggyback-bas-siner og mudderdiapirer. Piggyback overskydning(fra amerikansk: gris på ryggen) betyder en overskyd-ningsskive, som hviler på en underliggende skive,mens denne bliver forskudt, og på samme måde be-tyder et piggyback-bassin et bassin, som dannes påryggen af en overskydningsskive, mens denne for-skydes fremefter mod forlandet. Piggyback-bassinerdannes således øverst i komplekset, og i nærmestdiametral modsætning hertil dannes mudderdiapi-rer i den nederste del af komplekset, hvor muddermobiliseres ved basis af overskydningsskiverne pågrund af det høje porevandstryk. Dette er en forud-sætning for at skiverne kan bevæges som sammen-hængende enheder under deformationen. Når detmobiliserede mudder belastes af overskudte skiverbegynder mudderdiapirerne at intrudere op i lagse-rien eller ind langs lagplanerne. Mens piggyback-bassinerne forekommer hyppigst i den mere distaledel af komplekset, tiltager mudderdiapirismen modden proksimale.

Beskrivelsen af deformationsudviklingen er lett-test at gennemføre, hvis man starter længst mod syd


Tolket liggende-blok overskydning

12

34

N S

2 m

0 1 2 3 4 5 m

Trin 1 Duplexsegmenter

Hængende-blokantiklinal

Liggende-blok rampe

2 31

1

1

1

2 3

2

2

3

3

Trin 2

Trin 3

Trin 4

Antiformstak

Leret mudder

Finkornet sand

Overskydning

Fig. 16. I den sydlige del af Stensnæs sektionen findes demest intensivt foldede partier i Lønstrup Klint. Folderneer dannet som hængende-blok antiklinaler foldet vedpassage over rampehængsler. Da ramperne dannedessekventielt fremefter mod den frontale del af over-skydningssystemet vil det første sæt af folder efterføl-gende blive overpræget af foldning ved dannelsen afnæste rampes hængende-blok antiklinal. Den sekven-tielle opbrydning af liggende-blok ramper betegnes somrampekollaps.


i klinten, altså distalt. Der er to årsager hertil: décol-lementniveauet er lavt (ca. 10 m under overfladen)længst mod syd og dybt (ca. 40 m under overfladen)længst mod nord. En grundlæggende antagelse er,at dannelsen af et lavt (overfladenært) décollement-niveau dannes tidligere end et dybt décollementni-veau. Den strukturelle analyse af Lønstrup Klint vi-ser også, at deformationen i den proksimale del kanforklares som en overprægning af de distale struk-turer af gradvist mere proksimale strukturer.

En konsekvens af dette er, at iskappens deforme-rende kraft spredes gennem de proglaciale områderved at der gradvis dannes overskydningsstrukturerpå dybdere og dybere niveau, og at deformations-dybden bliver lavere og lavere (= mere overflade-nær) jo længere væk man er fra iskappen.

Deformation i den distale del afkompleksetEn af de mest forbavsende opdagelser ved opmålin-gen af Rubjerg Knude Glacialtektoniske Komplekser erkendelsen af lange, horisontale overskydnings-skiver, som er blevet tranlateret mere end 500 m fremover forlandet. Skivernes tykkelse er kun 10 m, ogman skulle tro, at så tynde skiver under en så langtransport ville gå stykker. Hele Ulstrup sektionenopbygges af to skiver på henholdsvis 500 og 700 mlængde. De er adskilt af en rampe langs hvilken denbageste skive er skudt op over den forreste skive isektionen (Fig. 14).

De horisontale skiver begrænses bagtil at rampe-kollapsen ved Stensnæs sektionen. Denne rampekol-laps er sket under det progressive fremadrettede skubfra baglandet af skiverne i Ulstrup sektionen. Underrampekollapsen er segmenter blevet brudt op og enkompleks foldning af liggende-blok synklinaler oghængende-blok antiklinaler opstod, som tillige inde-bar en sekventiel overprægning af de tidligere dan-nede folder.

Den progressive translation affladtliggende overskydningsskiver

Ved balancering af overskydningerne der translate-res over forlandet er det væsentligt at klarlægge, hvorliggende-blokramperne var placeret. Den sydligsterampe op over forlandet er let at identificere (Fig.14), og fra denne rampe blev den frontale skive skudt350 m frem over forlandet. Overskydningsskiven(UL1) er 750 m lang og omkring 10 m tyk, og i agter-

enden blev den bagved opskudte skive (UL2) tran-slateret piggyback på den frontale skive. Denne ski-ves rampe er naturligvis den liggende-blok rampesom afslutter den frontale skive mod nord (Fig. 14).UL2 har en forsætning på 550 m, og agterenden afdenne skive har en forøget tykkelse, hvilket tolkessom et 10 m dybt spring fra et øvre til et nedre over-skydningsniveau i hvad der kan betragtes som ennedre forlandsrampe. Mens UL2 blev bevæget henover overfladen af UL1 opstod der mellem den øvreog nedre forlandsrampe et midlertidigt piggybacksøbassin, som under den fortsatte overskydning at-ter blev udsat for erosion, således at det kun er dennordligste del som er godt bevaret. En model for etsådan piggyback-bassin er vist i Fig. 14.

Hvordan var det muligt at bevæge disse tyndeskiver en halv til næsten en hel kilometer frem overforlandet, uden at de kollapsede og gik i stykker vedden laterale kompression? Den samme overvejelsehar været diskuteret for nappeoverskydninger i bjerg-kæder, og svaret er at et højt porevandstryk langssålen af hængende blok (hængende-blok rampe ogflade) dels skaber den begyndende opsprækning,som udvikles til overskydningszonen, dels bidragerporevandstrykket med at nedsætte friktionen, ogendelig er det hydrodynamiske overtryk med til atbære overskydningsskiven (Hubbert & Rubey 1959).I den nederste del af overskydningsskiverne i Ulstrupsektionen kan effekten af de høje porevandstryk ob-serveres som en op til 3 m tyk breccie i overskyd-ningszonen. I den initiale fase af breccieudviklingenblev det mobiliserede mudder fra overskydningszo-nen intruderet op i den overliggende hængende blok(Fig. 15). Den fortsatte mobilisering af mudderødelagde efterfølgende lagdelingen i sedimenterneog homogeniserede dem til en strukturløs masse medsmå klaster af den oprindelig lamination flydenderundt som små fisk (Fig. 15). På et afsluttende stadi-um af udviklingen konsolideredes breccien, enten

Modtående side:Fig. 17. Normalforkastningen i Martørv Bakker sektionen (vedpilen i foto) danner den nordlige begrænsning af piggyback-bassinet i Martørv Bakker sektionen, hvori slumpfoldedediamikte sedimenter blev aflejret (se Fig. 18). Forkastningenopstod ved forsætning langs den forlands-hældende flanke afden hængende-blok antiklinal opstået ved skiven MB2 pas-sage af underliggende ramper. Trin 1 i den dynamiske rekon-struktion viser opdelingen af sektionens centrale skive i et øvresegment MB2 og underliggende delsegmenter MB2u1, MB2u2,MB2u3. Trin 2 viser dannelsen af en antiformstak mod nordved overskydning af sektionens nordlige ramper. Trin 3 viserhvordan den hængende-blok antiklinal opstod ved forskyd-ning af MB2u3 over MB2u2. Oven over den syd-hældendeflanke i antiklinalen reagerede MB2 ved forsætning langs ennormal forkastning.


Lønstrup Klint Fm

Normalforkastning

Rubjerg Knude Fm

Diamikt sediment

N S

Trin 1

Kramrende / Martørv Bakkerliggende-blok rampe

KR2KR1

MB4 MB3MB2

MB2

MB2u

MB1

Trin 2


KR1 MB4MB3

MB3 MB2

MB2

MB1 SN4MB2u2MB2u1MB2u3

Trin 3


Martørv Bakkernormalforkastning

Martørv Bakkerpiggyback-bassin

KR1 MB4

KR1

MB3

MB2MB1

SN4MB2MB2u3MB2u2


Aktiv overskydning


100 mN S


23

mudder sandf. m. g.

gr. sten

20

15

10

5

0 m


Holocæn tørv ( martørv )

Flyvesand



L/R-inkonformitet

Erosions inkonformitet

Sandet mudder

Sand

Grus

Lamination

Strukturløst sediment

Trugkrydslejring

Mudder medspredte sten

Slumpstrukturer

Sæk- og pudestrukturer

Leret mudder

Strømribber

Fig. 18. Slumpfoldede skiver afLønstrup Klint Formationenslag i piggyback-bassinet iMartørv Bakker sektionen. Deafbildede slumpstrukturersvarer til intervallet 11–13 m iden sedimentologiske log.


BRNF

BRNF

BR6HBF

Satell

it TF

Rubjerg Knude Fmi BR6

Lønstrup Klint Fmi overskydningsskive BR4

Lønstrup Klint Fm

Rubjerg Knude Fmi overskydningsskive BR4

L/R-inkonformitet

BR6HBR

BR4LBF

N S

5 m

Trin 2BR8 BR7

BR6

BR6

BR5 BR4

BR3 BR2uBR2 BR1 KR4

BR6

Brede Rende liggende-blok rampe

BRNF

Kramrende liggende-blok rampe

Lønstrup Klint FormationRubjerg Knude Formation Aktiv overskydning

100 mN S

Trin 1

Brede Rende liggende-blok rampe Kramrende liggende-blok rampe

KR4

BR8BR7

BR6 BR6

BR6 BR5

BR3u

BR4BR3

BR2

SR1

Fig. 19. Brede Rende sektionens normalforkastning (BRNF) og den dynamiske udvikling illustreret med to vigtige trin af sektio-nens deformationshistorie. På billedet ses den normalforkastede næse af overskydningsskive BR6. Bemærk at overskydningenunder BR6 i normalforkastningens hængende blok (til højre i fotoet) er en hængende-blok rampe (BR6HBR) mens den er enhængende-blok flade (BR6HBF) i normalforkastningens liggende blok (til venstre i fotoet). Trin 1 viser en fremskreden fase afsektionens udvikling hvor BR6 allerede havde overskredet BR5, og hvor alle skiverne BR5–8 forskydes langs 20 m décollementfladen.Trin 2 viser den efterfølgende fase, hvor overskydningsskiven BR4 netop havde passeret den liggende-blok rampe på BR3 ogderved blevet foldet i en hængende-blok antiklinal. Over den forlands-hældende flanke af denne antiklinal forsættes næsen afBR6 langs Brede Rende normalforkastning (BRNF).


ved dehydrering, vandet diffunderer bort fra det mo-biliserede sediment, eller eventuelt ved at grundfrostfrøs ned til overskydnings breccien. Men selv efterdenne konsolidering var porevandstrykket langsmed overskydningszonen så højt, at hydrodynamiskopsprækning gennemskar den hængende blok ogsandet mudder transporteredes op i lagpakken gen-nem sprækkerne (Fig. 15).

Rampekollaps og successiv overprægetfoldning

Agterenden af de translaterede skiver afgrænses afen liggende-blok rampe. Op mod denne rampe blevde sydligste skiver i Stensnæs sektionen forskudt opover hinanden. Under denne overskydning blev pres-set mod den liggende bloks agterende så stort, at denoprindelige skive i den nordligste del af Ulstrup sek-tionen blev brudt i stykker ved en fremadskridenderampekollaps. Da de herved opståede skivesegmen-ter begrænsedes af overskydninger på alle sider måde betragtes som duplexskiver. Det mest iøjnefalden-de ved strukturerne opstået under rampekollapseter de komplekse foldestrukturer, som er blottet vedStensnæs (Fig. 16). Ingen andre steder langs Løns-trup Klint findes en så mangfoldig optræden af fol-der som netop her. Folderne er en del af duplexdan-nelsen, idet hver skive har en hængende-blok anti-klinal i fronten og en liggende-blok synklinal i agter-enden. Hertil kommer at folderne dannet under denførste rampekollaps genfoldes under den næste ram-pekollaps, som igen genfoldes under de følgende(Fig. 16). Herved opstår der en successiv overpræg-ning af folder, som i tilgift udligner volumenændrin-ger ved en kompleks bøje- og glidefoldning. Man kanundre sig over, at lignende mangfoldighed af folderikke optræder i resten af Lønstrup Klint. Forklarin-gen er at rampekollaps er forbundet med de relativttynde og overfladenære overskydningsskiver (ram-pespring fra 10 til 20 m décollementflader). Når førstdécollementniveauet sprang ned til 20 og 30 m ni-veauet under overfladen blev brudstyrken så stor forliggende-blok ramperne, at der kun dannes progres-sive overskydningsramper mod forlandet.

Deformation i den centrale del afkompleksetDen centrale del af Rubjerg Knude GlacialtektoniskeKompleks er karakteriseret af en gradvis opstejling

af overskydningsskiverne, fra relativt fladtliggendeskiver mod syd til forekomsten af lodretstående over-skydninger mod nord. Mod syd forekommer hæn-gende-blok antiklinaler med en glidende overgangtil antiformstakke. Normalforkastninger forekommeri forbindelse med forlandshældende flanker af hæn-gende-blok antiklinaler med den mest typiske ud-vikling ved Brede Rende. Imellem de opskudte ski-ver forekommer glaciofluviale aflejringer, der kantolkes som afsat syntektonisk i piggyback-bassiner,hvis mægtighed i Sandrenden bliver op til 25 m.Imbrikationsviften, som forekommer mellem Grøn-ne Rende og Rubjerg Knude Fyr, bemærkes alleredepå lang afstand, når man vandrer op mod fyret langsstranden fra syd. Skiverne af Lønstrup Klint Formati-onen står frem som lodrette grater i klinten adskiltaf det lyse sand i Rubjerg Knude Formationen. Nordherfor står pynten frem ved Stortorn, hvor det mør-ke ler i Stortorn Formationen står stejlt ned til bræn-dingszonen, hvis da ikke leret er skredet ud, hvilkethyppigt forekommer på dette sted. Årsagen til at deri klinten ved Stortorn optræder så meget ler er, atLønstrup Klint Formationen her optræder i en du-plexstak. På nordsiden af pynten springer décolle-mentniveauet ned til sin dybeste beliggenhed, nem-lig 40 m under referenceniveauet. Herved blev Stor-torn Formationen forskudt op langs den dybtgåen-de rampe til det øvre hængsel af den liggende-blokrampe, hvor formationen nu er eksponeret. Længe-re mod nord blev duplexstakkene deformeret vedimbrikation. Moserenden, som man normalt når tilved at gå langs stranden mod syd fra Lønstrup, erkarakteriseret ved imbrikerede duplexstakke, somøverst har bevaret en større eller mindre rest af etpiggyback-bassin. Overgangen mellem det centraleog proksimale regime ligger mellem Moserenden ogMårup Kirke, hvor strukturerne går fra imbrikerede

Modtående side:Fig. 20. Konjugerede normalforkastninger forsætter LønstrupKlint Formationen i agterenden af Sandrende sektionens skiveSR4. Denne skive blev, under dannelsen af en hængende-blokantiklinal i det underliggende duplexsegments passage af enrampe, udsat for bøje-glide foldning, der medførte den eks-tension, som udløste normalforkastningssprækkerne i SR4 ski-ven. Trin 1 viser den initiale fase af overskydning hvor denhængende-blok antiklinal i midten af SR4 betinger opsplitnin-gen i to adskilte piggyback-bassiner. Trin 2 viser den fase hvorduplexsegmentet SR3u blev skubbet med op over liggende-blok rampe af SR2. Under denne accentuering af den hæn-gende-blok antiklinal blev SR4 udsat for ekstension som af-spejles i de konjugerede normalforkastninger. Trin 3 er en afde afsluttende faser i den dynamiske udvikling i Sandrendesektionen der bl.a. medførte dannelsen af en diapir i den fron-tale del af SR2 under dennes passage af de liggende-blok ram-per af SR1.


Lønstrup Klint Fmi SR4

L/R-inkonformitet

N S

Trin 1

SR4

SR3u

SR3

SR1u

SR1

SR2BR7

Sandrende liggende-blok rampe Brede Rende liggende-blok rampe

Brede Rende liggende-blok rampe

Trin 2

SR2SR1 BR8

BR7SR1u

SR3

SR4

SR4SR3u

Sandrende liggende-blok rampe

Trin 3

SR4SR4u

SR4

SR4

SR3

SR2

SR2

SR1 BR7BR3SR1u

Sandrende liggende-blok rampe Brede Rende liggende-blok rampe


Aktiv overskydning


100 mN S


stakke til forkastnings-bøje-foldning af de imbrike-rede stakke eller duplexenheder.

Hængende-blok antiklinaler i relation tilforsætning

Modellen for udviklingen af hængende-blok antikli-naler blev allerede demonstreret i Fig. 10. Struktu-ren i klinten neden for Martørv Bakker er et godteksempel på udviklingen af en hængende-blok antik-linal, hvor den hængende blok med en tykkelse påomtrent 20 m blev forskudt ca. 200 m frem over denliggende bloks øvre flade. Antiklinalen er derfor retfladtoppet, men den forlandshældende flanke er for-bavsende velbevaret, selvom der hyppigt sker enkraftig erosion i overfladen af disse flanker. Men he-le historien om den forlandshældende flanke er dogikke slut med kun at være knyttet til en hængende-blok antiklinal. I den afsluttende fase af overskyd-ningen aktiveres décollementfladen 30 m under top-niveauet. Herved blev den liggende-blok rampe iagterenden af Martørv Bakker sektionen forøget nedtil dybeste décollementniveau og hele overskyd-ningsskiven skubbet fremefter. Duplexsegmentetmellem 20 m og 30 m fladerne blev hermed aktive-ret og en antiformstak accentuerede den forlands-hældende flanke, som udvikledes til en normalfor-kastning (Fig. 17). Oven på den ved normalforkast-ningen nedforkastede blok dannedes et piggyback-bassin, hvori slumpskiver af Lønstrup Klint Formati-onen skred ud fra toppen af den hængende-blokantiklinal (Fig. 18). Aflejringerne i piggyback-bassis-net i Moserende blev af Jessen (1918) benævnt sommorænesand, men må i lyset af den seneste dynami-ske tolkning karakteriseres som en diamiktit, altsået sediment som både indeholder en matriks af ler ogsandsamtidigmedatderogsåoptræder klaster i grus-fraktionen.Kildematerialerfor sandet i denne diamik-tet var den glaciofluviale baggrundssedimentation,hvorimod leret blev tilført som nedskylsmateriale fraLønstrup Klint Formationen og gruset tilførtes fraL/R-inkonformiteten,ogendeligdanner slumpskiver-ne eksotiske blokke (olistoliter) i bassinet.

Hængende-blok antiklinal, antiformstak ognormalforkastning i Brede Rende

Et godt eksempel på en antiformstak dannet underen lang skives translation hen over en kortere skiveshængende-blok antiklinal findes i Brede Rende sek-tionen. Som det var tilfældet ved Martørv Bakkeroptræder der også i Brede Rende en forlandshælden-

de normalforkastning (Fig. 19). Størrelsen af den ver-tikale forsætning (ca. 20 m) i Brede Rende er et re-sultat af en hængende-blok antiklinal dannet ved ennedre duplexskives forsætning op over en rampe.Men lad os starte fra begyndelsen af den dynamiskeudvikling af Brede Rende. I profilet opdeles BredeRende sektionen i 8 skiver benævnt BR1, BR2, BR3osv. (Fig. 19). Det kan være svært at vurdere, hvil-ken skive der er bevæget først, når man står medden færdigt deformerede sektion. En af nøglerne tilat løse dette problem er tykkelsen af sedimenterne ipiggyback-bassinet. Hvis tykkelsen er lille mellemL/R-inkonformitetsfladen og den overliggende over-skydningsflade må overskydningen være startet tid-ligt. Derimod nåede tykkelsen af aflejringerne i etpiggyback-bassin som stod ‘åbent’ i længere tid un-der translationen en større mægtighed, inden bassi-net blev ‘lukket’ af den efterfølgende overskydning.Ud fra denne antagelse må de første forskydninger,som skete i Brede Rende sektionen, være forsætnin-ger af skiverne BR6 og BR3. Følger man specielt BR6ses det at den må have passeret en stejl, dybtgåenderampe (liggende-blok rampe ved agterenden af BR5)samt en mindre, svagt hældende rampe over denfrontale del af BR5, inden den med en forsætning påca. 50 m dannede en fladtoppet hængende-blok anti-klinal på ryggen af BR5. Herefter begyndte BR7 og 8at skubbe på bagenden af BR5 og 6. BR7 og 8 blevselv skubbet op på 20 meters décollementfladen,hvorunder BR5 blev forskudt op over det ca. 20 mtykke piggyback-bassin på ryggen af BR4. Herunderblev BR6 løftet op i 30 meters højde over basis-refe-rencefladen (oprindelige position af L/R-inkonfor-miteten), og normalforkastningen i Brede Rende sek-tionen udvikles med en vertikal forsætning på ca. 10m af BR6 foran den forlandshældende front af BR5.Selve forsætningen er af størrelsesordenen 20 m somskyldes, at BR4 blev skubbet op over en rampe påryggen af BR3, hvorved den forlandshældende flan-ke af den dannede hængende-blok antiklinal bidra-ger med de resterende 10 m af forsætningen langsmed normalforkastningen (Fig. 19).

Normalforkastninger i hængende-blokantiklinal i Sandrende sektionen

Nord for Brede Rende sektionen følger Sandrendesektionen i hvis frontale del lignende normalforkast-ninger som beskrevet ovenfor forekommer. En an-den type af normalforkastninger optræder imidler-tid også i Sandrende sektionen, nemlig et helt sæt afkonjugerede ekstensionelle normalforkastninger op-stået ved deformationen i en antiformstak (Fig. 20).


Trin 1

Grønne Rende liggende-blok rampe


240 m nedre segment

Stenstue Rende liggende-blok rampe

GR12GR13 GR11

GR8uGR10 GR9 GR8 GR6GR7 GR5 GR4 GR3 GR2

GR1 SSGR7u

Trin 2GR12

GR13

GR8u

GR11

GR11 GR6

GR1SS

RF1

GR10GR9u

GR9 GR8GR7GR6

GR5GR4 GR3 GR2 GR1 SS


Trin 3




Aktiv overskydning


100 mN S

Fig. 21. De stejltstående overskydningsskiver i Grønne Rende sektionen står frem som grater i Lønstrup Klint mellem GrønneRende og Rubjerg Knude Fyr. Strukturerne i Grønne Rende danner en imbrikationsvifte og den dynamiske udvikling er vist i tretrin under billedet. Trin 1 demonstrerer hvordan alle skiverne forskydes i samme fase, de sydligste (distale) med rod ned tildécollementfladen i 10 m og de nordligste (proksimale) med rod ned til décollementfladen i 20 m. Allerede ved den første forsæt-ning på 20 m langs hver hængende-blok rampe bliver længden af GR1 agterende-segmentet mellem 20 og 30 m décollement afstørrelsesorden 240 m. Trin 2 viser den successive opstejling af skiverne under den fortsatte overskydningsbevægelse. Bemærk athængende-blok ramper i den distale del af systemet stadig har en hældning på ca. 30º mens hældning af ramper i den proksimaledel øges til 60º og derover. Med den forøgede forsætning forlænges endvidere agterende-segmentet af GR1. Trin 3 viser denafsluttende opstejling af imbrikationsviften i Grønne Rende sektionen som skyldes aktiveringen af décollementfladen i 30 munder hele GR1. Problemerne omkring balanceringen af agterende-segmentet af GR1 og dannelsen af en duplexstak illustreres iFig. 25.


Sandrenden er ellers kendt for sin tykke lagfølgeaf Rubjerg Knude Formationen, der er aflejret i etpiggyback-bassin, hvor den syntektoniske sedimen-tation er demonstreret ved et vinkeldiskordant on-lap på L/R-inkonformiteten (Sadolin et al. 1997, Pe-dersen 2005). Men i lighed med Brede Rende er Sand-rende sektionen også opdelt i et antal navngivne ski-ver, SR1–4. I den dynamiske udvikling af Sandrendesektionen blev SR4 forskudt op over den liggende-blok rampe af SR3, hvorved en hængende-blok anti-

klinal opstod, som adskilte piggyback-bassinet i ennordlige og sydlig del (Fig. 20). Herefter blev SR3splittet op i et øvre og nedre segment. Det øvre seg-ment blev sammen med den frontale del af SR4 skub-bet fremad mod syd, mens det nedre (SR3u) som etduplex blev skubbet frem mod liggende-blok rampeaf SR2. Herved blev den hængende-blok antiklinal iagterenden af SR4 yderligere løftet op. Under bøje-glide foldningen over SR3u hængende-blok antiklin-alen opstod der en ekstensionel strækning af SR4

Fig. 22. Udmålingen af forsætningen forde enkelte skiver er vist ved et eksempelfra skiven benævnt GR4 centralt iGrønne Rende sektionen. Den borte-roderede spids af skiven er konstrueretud fra vinklen α mellem overskydningen(T) og L/R-inkonformiteten. Forsætnings-bidraget udmålt på denne fiktiveforlængelse af den frontale del afoverskydningsskiven er benævnt Dc.Forsætningen som er direkte målelig iprofilet er benævnt Dm. Ds betegner detnederste bidrag til forsætningen som erdækket af skred.

Fig. 23. Et eksempel på onlappå en forlandshældendeintern lagflade i RubjergKnude Formationen aflejretunder den progressivedeformation af imbrikations-viften i Grønne Rendesektionen.

Dc

Dm

Ds

T

TT

L/RL/R

L/R

L/R

T

50 mN

30 m - décollementniveau

Klit

S


Fig. 24. Centralt i GrønneRende sektionen bliver deoprindelige hængende-blokramper med rampevinkel påca. 30° reorienteret til lodret-stående position ved deunderliggende skiverspassage af ramper medlignende rampehældning.

skiven, som resulterede i de konjugerede normalfor-kastninger (Fig. 20).

Det kan virke lidt forbavsende at man ikke finderflere interneforkastningsstrukturer ide øvrige skiver,som siden blev bragt ‘på plads’ på en liggende-blokflade. Men det er tydeligt, at disse forkastninger ef-terfølgendegennemgikenretrograd forsætning, hvor-ved lagstillingen blev bragt i en relativ primær positi-onudenatefterladenævneværdigesprækker. Dogkandet ikke udelukkes, at en del af de hydrodynamiskebreccier, som findes i hele komplekset, blev udvikletop gennem sådanne svaghedszoner i skiverne.

Imbrikationssviften i Grønne Rendesektionen

Den imponerende imbrikationsvifte bestående af tolvopretstående overskydningsskiver er hovedelemen-tet i Grønne Rende sektionen (Fig. 21). Ved konstruk-tionen af det balancerede tværprofil er forsætningenaf de enkelte skiver beregnet som vist i Fig. 22. Her-ved er forsætningen for de enkelte skiver opmålt tilat ligge mellem 60 og 70 m, hvilket tilsammen giveren forsætning på 700–800 m. De imbrikerede skiverfylder i tværsnittet nu 250–300 m, og skiverne blevskudt op fra décollementfladen i 20 m niveauet, alt-så på ryggen af den forreste (distale) skive GR1 iGrønne Rende sektionen.

Denne skive blev forskudt langs med décollement-fladen i 30 m niveauet, og det må derfor forventes at

agterenden af GR1 havde et nedre segment begræn-set af 20 og 30 m décollementfladen som strækkersig ca. 500 m bagud (mod den proksimale del af kom-plekset). Dette ‘efterladte’ segments skæbne vil bli-ver videre behandlet i næste sektion, mens dele afdeformationsdynamikken i imbrikationsviften gen-nemgås her (Fig. 21).

Imbrikationsskiverne i Grønne Rende sektionenbestår primært af Lønstrup Klint Formationen. Dogblev de første ca. 10 m sedimenter i Rubjerg KnudeFormationen afsat samtidig med den initiale opskyd-ning. At forskydningen op langs de svagt hældenderamper allerede var startet under den tidligste sedi-mentation af Rubjerg Knude Formationen ses af atder typisk forekommer onlap med en svag til mode-rat vinkeldiskordans mellem L/R-inkonformiteten oglagdelingen i Rubjerg Knude Formationens fluvialesand. Under den fortsatte deformation opstod derfra tid til anden forlandshældende flanker relaterettil de svagt udviklede hængende-blok antiklinaler.Dette medførte et skift i onlap idet Rubjerg KnudeFormationens aflejringer fra at onlappe på en nord-hældende lagflade skiftede til at onlappe på syd-hældende interne lagflader i formationen (Fig. 23). Iden afsluttende fase af deformationen aflejredes at-ter fluvialt sand med onlap på en nord-hældendeintern lagflade, hvis ikke sedimentationen prægedesaf storskala trugkrydslejring. Nok så interessant erdet at følge den interne vinkel mellem overskydnin-gerne. Generelt ligger den første rampevinkel påomkring 25–30º. Når en sådan overskydning derpåreorienteres under overskydning af en underliggen-


de skive, hvor rampens vinkel også er på 30º, bliverorienteringen af den overliggende overskydning tætpå 60º. I den centrale del af sektionen blev skiverneyderligere translateret piggyback på en underliggen-de overskydning, hvorved de igen blev reorienteretved forskydning op langs endnu en 30º hældenderampe, så slutresultatet er, at overskydningerne itværprofilet står lodret, som det ses på Fig. 24.

Dannelsen af en duplexstak i Stortornsektionen

Som nævnt ovenfor medførte deformationen af im-brikationsviften i Grønne Rende sektionen at der iregnskabet for det balancerede tværprofil mangledeen redegørelse for et ca. 500 m langt efterladt under-liggende agterende-segment af GR1. Segmentet, derligger mellem décollementfladerne 20 m og 30 m, månødvendigvis blive deformeret, hvis ramperne i denfrontale del af Grønne Rende sektionen såvel somramperne i den resterende proksimale del af kom-plekset når ned til 30 m décollementniveauet (Fig.25). Som det fremgår af deformationstrinene i Grøn-ne Rende sektionen blev GR1 i sidste fase af defor-mationen skudt op langs en relativ stejl rampe, somhar rod helt ned til 30 m décollementniveauet (Fig.21). I Stortorn sektionen var décollementniveauet til-lige beliggende i 30 m, og i den frontale del af dennesektion forekommer en meget kompleks opbygningaf skiver. På trods af interne forstyrrelser skabt afmuddermobilisering og diapirisme er det imidlertidmuligt at differentiere tre relativt fladtliggende du-plexskiver, altså en duplexstak. Ved balanceringer aftværprofilet kan det konstateres, at denne duplex-stak svarer til det volumen, man skulle forvente derville bliver skabt ved at stakke agterende segmentetaf GR1 i tre overliggende duplexskiver oven på hin-anden under de frontale skiver i den frontale del afStortorn sektionen (Fig. 25, 26). En følge af denneduplexstak er, at L/R-inkonformiteten her forekom-mer i sin højst hævede position (ca. 35–40 m overstrandplanet) i komplekset.

Fra Stortorn sektionen og nordpå mod den prok-simale del forekommer duplexstakke som en inte-greret del af deformationen (Fig. 26). Dette skyldesisær at décollementniveauet er blevet sænket til 40m i den centrale del af Stortorn sektionen. Springettil det dybeste décollementniveau skete under denafsluttende deformationsfase i Stortorn sektionen .Den umiddelbare effekt af dette er, at Stortorn For-mationens skalførende sorte ler her er blottet i dennedre del af klinten (Fig. 6).

Imbrikerede duplexstakke

Det næste trin i udviklingen af deformationstypervar dannelsen af imbrikerede duplexstakke, hvor defladtliggende duplexstakke blev forskudt ved enmonoklinal bøjefoldning op langs en foranliggenderampe. Dette udviklingstrin ses allerede i den prok-simale del af Stortorn sektionen (Fig. 26), og imbri-kerede duplexstakke forekommer som en domine-rende del af strukturerne i Moserende sektionen.Overgangen til det proksimale regime sker i dennordlige del af Moserende sektionen, og optager her-efter resten af den centrale del af komplekset modnord. Der er en glidende overgang fra imbrikeredestakke til forkastnings-bøje-foldede duplexer. Meninden beskrivelsen fortsætter med disse vil en spe-cial syntektonisk sedimentationsstruktur, som erknyttet til piggyback-bassinerne over imbrikerededuplexer, blive fremdraget.

Kilelag i piggyback-bassin og deresdeformationshistorie

Kilelag blev i 1970-erne observeret i adskillige dan-ske grusgrave, hvor de forekom som diskordantesprækker i en tippet lagserie af glaciofluviale aflej-ringer. Sjørring (1977) beskrev kilelag under den en-gelske term ’fissure strata’, hvor han fastslog, at delser kilelag et sedimentært lag karakteriseret ved små-skala strømribber, dels at den lagpakke som kilela-gene skærer sig ind i foruden at være glacialtekto-nisk forstyrret (tippet lagstilling) også må have væ-ret permafrossen, således at sedimentet ikke kollap-sede under sprækkens dannelse. I piggyback-bassi-nerne i Moserende sektionen forekommer kilelag, ogikke alene gælder Sjørrings (1977) tolkning, men ki-lelagene er også selv blevet deformeret i den frem-adskridende dynamiske udvikling af overskydnings-deformationen. Et meget flot eksempel på kilelag fin-des i den frontale del af Moserende sektionen (Fig.27), som her vil blive gennemgået i detaljer.

Den dynamiske udvikling af piggyback-bassinetover overskydningsskive MR2 i den frontale del afMoserende sektionen er illustreret med fire rekon-struktionstværsnit (Fig. 28). Før opskydningen aflej-redes et mindre end5 m tykt lag af glaciofluvialt sandved basis af Rubjerg Knude Formationen oven påL/R-inkonformiteten på toppen af Lønstrup KlintFormationen. Under den første fase af MR2s rampe-overskydning dannedes en hængende-blok anti-klinal, hvor hængende-blok rampen forsattes langsmed L/R-inkonformiteten samtidig med at RubjergKnude Formationens sand foran den forlandshæl-


ll

ll

ll

ll

ll

ll

GR

1

GR

1

GR

1

GR

1

GR

3G

R9

GR

13

GR

3G

R9

GR

13

Ram

pe m

od S

tens

tue

Ren

de s

ektio

n

Stru

ktur

elt

tvæ

rpro

fil

Bala

ncer

et t

værp

rofil

Déc

olle

men

tniv

eau

Dup

lexs

tak

Skub

mod

ligg

ende

-blo

k ra

mpe

af d

uple

xsta

k

Rub

jerg

Knu

de F

yr

NS

Klit

Løns

trup

Klin

t Fm

Skiv

e G

R1

i Grø

nne

Ren

de s

ektio

n

Rub

jerg

Knu

de F

m

Ove

rsky

dnin

gspl

an

1

12

3

23

010

020

0 m

A

B C D

30 m

20 m

Fig.

25.

Bal

ance

ring

af t

værp

rofi

let i

Grø

nne

Ren

de

sekt

ione

n og

den

her

af fø

lgen

de

dan

nels

e af

en

du

ple

xsta

k. (A

) er

det

sim

pli-

fice

red

e st

rukt

ure

lle tv

ærp

rofi

l af G

rønn

e R

end

e se

ktio

nen.

For

at l

ette

iden

tifi

kati

onen

af s

kive

rne

i det

bal

ance

red

e tv

ærp

rofi

l (B

)er

ski

vern

e G

R1,

GR

3,G

R9

ogG

R13

ann

oter

et. B

emæ

rk a

t de

imbr

iker

ede

skiv

er h

ar e

t ini

tial

t déc

olle

men

tniv

eau

i 20

m. (

B) v

iser

det

bal

ance

red

e tv

ærp

rofi

l. D

e gu

le ‘p

yram

ider

’ rep

ræse

nter

er d

en d

el a

f R

ubj

erg

Knu

de

Form

atio

nen,

som

kan

op

mål

es i

det

stru

ktu

relle

tvæ

rpro

fil.

Tom

rum

men

e m

elle

m d

e en

kelt

e ‘p

yram

ider

’ rep

ræse

nter

er e

nten

ero

sion

elle

r no

n-d

epos

itio

n. B

emæ

rkst

ørre

lsen

af a

gter

end

e-se

gmen

tet a

f GR

1, d

er e

r ill

ust

rere

t som

en

selv

stæ

ndig

sam

men

hæng

end

e sk

ive

i (C

). I d

en in

dle

den

de

fase

af i

mbr

ikat

ions

vift

ens

dan

nels

e fu

nger

er G

R1

som

ligg

end

e bl

ok o

g d

elta

ger i

kke

akti

vt i

over

skyd

ning

stek

toni

kken

. (D

) Vis

erd

en fa

se h

vor

déc

olle

men

tniv

eau

et i

30 m

er

akti

vere

t og

hele

agt

eren

de-

segm

ente

t af G

R1

bliv

er p

ress

et s

amm

en u

nder

dan

nels

eaf

en

du

ple

xsta

k. S

egm

ente

rne

1, 2

og

3 er

her

sta

blet

op

ove

n p

å hi

nand

en i

du

ple

xsta

kken

, men

s d

en fr

onta

le d

el a

f GR

1 bæ

rer

hele

imbr

ikat

ions

vift

en (s

amm

enlig

n G

R1

i D m

ed G

R1

i A).

Du

ple

xsta

kken

bliv

er ik

ke s

tabl

et o

p i

sekt

ione

n u

mid

del

bart

bag

ved

Grø

nne

Ren

de

sekt

ione

n m

en fø

rst i

den

fron

tale

del

af S

tort

orn

sekt

ione

n (s

e Fi

g. 2

6).


dende flankeblevskrabetbort.Hængende-blokantik-linalenudsattes for erosion i toppen og ned langs flan-kerne, især skete der en kraftig erosion af den bag-landshældende flanke. Ved agterenden af MR2-ski-ven begyndte opskydningen af MR3-skiven, og mel-lem hængende-blok rampen af MR3 og den dybeste,nederoderede del af ryggen af MR2 aflejredes envækstsynklinal, hvilket vil sige at sandet aflejret afsmeltevandsstrømmene med det samme blev foldetop i en synklinal ved slæbet op langs hængende-blokrampen af MR3. Ved den fortsatte sammenpresningog imbrikation af duplexstakke blev MR2s hængen-de-blok rampe rette ud til en retlinjet forlængelse afhængende-blok fladen. Herunder skete en opstejlingog sammenpresning af flankerne i vækst synklinalen.Denne må have været tilstrækkelig nær overfladentil at kunne blive grundfrosset, hvorved smeltevands-strømmen kunne erodere en sprække ind i den tip-pede lagserie ved begyndelsen af sedimentationen iden næste lagenhed i Rubjerg Knude Formationen.Det ses tydeligt at smeltevandsaflejringerne medstrømribber og klatrende ribber fra kilelaget fortsæt-ter ud over resten af piggyback-bassinet. Umiddel-bart over kilelaget forekommer stejltstående forset ismeltevandsserien der tolkes som en point-bar sedi-mentation dannet omkring den opskydende næse afMR3. Bemærk at den ca. 8 m tykke lagserie af smel-tevandssand onlapper på ryggen af MR2. I den af-sluttende fase blev fronten af MR3 skiven forskudtop i Rubjerg Knude Formationens lagserie, som her-ved blev yderligere foldet og sammenpresset, såle-des at synklinalens flanke blev overkippet og kilela-get blev roteret op i vertikal position. Den øverstedel af Rubjerg Knude Formationen blev igen afsatsom vækstsynklinaler omkring overskydningerne.Den endelige afslutning deformationen fremgår aftværprofilet i Planche 1, hvoraf det ses at også MR3blev opsplittet i to mindre skiver. Detaljerne i dan-nelsen af duplexstakken under MR2 vil ikke bliveforklaret her.

Deformation i den proksimale delaf komplekset og diapirismeOvergangen mellem det centrale og proksimale re-gime er gradvis fra den centrale del af Stortorn sek-tionen, hvor décollementniveauet springer fra 30 til40 meters dybde, og nordpå hvor komplekset i sti-gende grad domineres af duplexstakke, imbrikere-de duplexstakke og endelige til forkastnings-bøje-foldede duplexenheder (Fig. 10). Benævnelsen du-plexenhed betegner en duplexstak bestående af flere(her fire) duplexsegmenter, der først er forskudt oven

100 mN S

Skærumhede Gruppe

Aktive overskydninger


MR1

MR1 ST10u

ST10 ST9 ST8

ST8uST8uST9u

Trin 1

Stortorn liggende-blok rampe

ST10MR1

ST9

Trin 2

Stortorn liggende-blok ra

på hinanden og derefter som en samlet enhed defor-meres ved at være begrænset af en hængende-blokrampe i den frontale del og en liggende-blok rampe iagterenden.

Diapirisme er en væsentlig del af deformationen ikomplekset. Den starter som en muddermobiliseringlangs hængende-blok ramper og flader. Under denprogressive udvikling begynder det mobiliseredemudder at trænge op i de overliggende skiver. Vedat sammenholde overskydningsstrukturerne meddiapirernes optræden er der et påfaldende sammen-fald mellem dannelse af diapirer og overskydnings-skivernes passage af større ramper. Det kan derforikke undre at jo flere ramper, der indgår i deformati-onen, des flere mudderdiapirer dannes. Dette med-fører tillige at intensiteten af muddermobilisering og-diapirisme gradvist tiltager ind i det proksimale re-gime, der domineres af deformerede duplexenheder.Slutproduktet af den intensiverede mudderdiapiris-me er at i den mest proksimale del af kompleksetoptræder Skærumhede Gruppens aflejringer (aflej-ringer under L/R-inkonformiteten) som en struktur-løs muddermobiliseret enhed (se Planche 1).


Fig. 26. Dynamisk udvikling af Stortorn sektionen, hvor dannelsen af en subhorisontalt stablet duplexstak ses i den frontale del,mens imbrikerede duplexstakke optræder i agterenden. Trin 1 viser den initiale fase hvor overskydningerne skubber de proksimaleskiver sammen. Trin 2 viser en fremskreden fase hvor alle skiverne i sektionen er opskudt. Trin 3 er tæt ved den afsluttende fasehvor duplexstakken opbygget af de nedre agterende-segmenter af GR1 stables op (GRu). De nedre agterende-segmenter repræ-senterer ‘overskuddet’ fra balanceringen af Grønne Rende sektionen (Fig. 25). Bemærk at springet ned til 40 m décollementni-veauet sker i denne fase i den centrale del af Stortorn sektionen. Trin 4 viser de dannede strukturer i klinten inklusiv erosionen afsektionens øverste del (sammenlign med Planche 1).

ST4s

ST4s

ST2sST1s

ST7 ST6 ST5

ST5u

MR1

ST6

ST7 ST5ST4

ST2ST3

ST8

Rubjerg Knude Fyrliggende-blok rampe

Trin 3

Trin 4

Rubjerg Knude Fyrliggende-blok rampe

Duplexstak

DuplexstakStortorn liggende-blok ramper Stortorn nedre segment liggende-blok ramper

ST10

ST9

ST7

ST6

ST5

ST4

ST3ST2 ST1

RF6GRuGRu

GRu

ST8

Stortorn nedre liggende-blok rampeamper

RF6ST1s

ST1

l l l l l

Stortorn sektion

1800 1900 2000 2100 2200

ST10u

l l2300 2400 m

ST4s

ST2sST1s

ST10ST9

ST7

ST6 ST5

ST4

ST3ST2

ST1

RF6

GRuGRu

GRu

ST8

RF6MR1


Modstående side:Fig. 28. Den dynamiske udvikling af piggyback-bassinet overoverskydningsskive MR2 i den frontale del af Moserende sek-tionen er her illustreret med fire rekonstruktionstværsnit. Trin1 viser aflejringen af et ca. 5 m tykt lag af glaciofluviale sedi-menter (S1) i Rubjerg Knude Formationen oven på L/R-inkon-formiteten på toppen af Lønstrup Klint Formationen føropskydningen. Trin 2 illustrerer den første fase af MR2-rampe-overskydningen hvorunder der dannedes en hængende-blokantiklinal. Bemærk at den hængende blok rampe forsattes langsmed L/R-inkonformiteten samtidig med at Rubjerg KnudeFormationens sand foran den forlandshældende flanke blevskrabet bort. Den hængende-blok antiklinal udsattes for ero-sion i toppen og ned langs flankerne, især skete der en kraftigerosion af den baglandshældende flanke. Ved agterenden afMR2-skiven begyndte opskydningen af MR3-skiven, og envækstsynklinal dannedes mellem MR3s hængende-blok rampeog den dybeste, nederoderede del af ryggen af MR2. Bemærkat en diapir intruderede den hængende-blok antiklinal overdet øvre rampehængsel. Trin 3 viser afsætningen af sandenhed

(S2) efter at enhed (S1) blev bragt i en N-hældende position påryggen af MR2. Sammenpresning og imbrikationen af duplex-stakke under MR2s hængende-blok rampe medførte at MR2-skiven blev rettet ud til en retlinjet forlængelse af hængende-blok flade. S1 enhedens sandlag på ryggen af MR2 må haveværet tilstrækkeligt blottet til at kunne blive grundfrosset, hvor-ved smeltevandsstrømmen kunne erodere en sprække ind i dentippede lagserie ved begyndelsen af sedimentationen af S2.Umiddelbart over kilelaget forekommer stejltstående forsæt ismeltevandsserien der tolkes som point barre sedimentationdannet omkring den opskydende næse af MR3. Bemærk at denca. 8 m tykke lagserie af smeltevandssand onlapper på ryggenaf MR2.Trin 4 viser den afsluttende fase hvor fronten af MR3skiven blev forskudt op i Rubjerg Knude Formationens øver-ste lagserie (S3). Herved blev sandenhederne yderligere fol-det og sammenpresset, således at synklinalens N-flanke blevoverkippet og kilelaget blev roteret op i vertikal position. Denøverste del af Rubjerg Knude Formationen blev omkring over-skydningerne igen afsat i vækstsynklinaler.

Fig. 27. Lodretstående kilelag skærer en liggende-blok synklinal i piggyback-bassinet over overskydningsskive MR2 i den frontaledel af Moserende sektionen. Kilelaget viser at den nedre del af Rubjerg Knude Formationens glaciofluviale lagpakke på et tids-punkt, da den hældte stejlt mod nord stod, var permafrossen, hvilket muliggjorde strømerosion af en horisontal sprække. Efter-følende blev både sprække og glaciofluviale sedimenter synklinalt foldet hvorved sprækken blev lodret orienteret. Detaljerne iden dynamiske udvikling af piggyback-bassinet karakteriseret af syntektonisk sedimentation, herunder dannelsen afvækstsynklinaler, fremgår af Fig. 28.


N

MR3

Trin 1

Trin 2

Trin 3

Trin 4

MR2

S100 m

Sandenheder i Rubjerg Knude Fm

Mobiliseret mudder og mudderdiapirer

Primært lamineret leret mudder, Lønstrup Klint Fm

Overskydningsplan

S1

S1

S2

S1

S2

S1

S3

MR3

MR3

MR3

MR2

MR2

MR2


Forkastnings-bøje-foldning afduplexenheder

Forudsætningen for at kunne opdele overskydnings-komplekset i duplex enheder er at hele enheden eren udstykket del af et område som allerede har væ-ret gennemsat af forkastninger. Dette er tilfældet iden proksimale del af Rubjerg Knude Glacialtekto-niske Komplekset, idet de successive spring i décol-lementniveau netop giver en opdeling i fire niveau-er, hvor hvert duplexsegment mellem to décollement-flader giver mulighed for en individuel bøje-glidefoldning under deformationen. På Fig. 29 er den enklemodel for forkastnings-bøje-foldning (engelsk: fault-bend folding) illustreret. Her forudsættes en initiallængde af enheden på 100 m (L0), og med opbygningaf fire duplexsegmenter på hver 10 m tykkelse. En-heden er begrænset af to ramper med en hældningpå ca. 45°, hvor forsætningen sker langs den hæn-gende-blok rampe og presset fra bagenden transmit-teres via den liggende-blok rampe. Ved en sammen-presning på 43% vil det underste segment lige netopblive forsat op til toppen af den foranliggende blok(forsætning på 56,5 m) og segmentet vil blive foldeti en enkelt monoklinal (benævnt lambda efter for-men som et spejlvendt L). Det næste segment opad iduplexenhen vil ligeledes blive monoklinalt foldet,men vil tillige nå at danne en hængende-blok anti-klinal. Det næstøverste segment vil blive forkast-nings-bøje-foldet i både en monoklinal, svarende tilen liggende-blok synklinal, og en endnu større hæn-gende-blok antiklinal. Foldningen kan karakterise-res som en S-type (benævnt sigma). Endelig vil detøverste segment blive foldet som et omvendt L, be-nævnt gamma (Γ-type) på toppen af den dannedeantiformstak. Da enheden nu er foldet op så pressetimellem ramperne foregår på overskydningsfladerbåde mod forlandet og fra baglandet anses dennekompression som den maksimale for en duplexen-hed. De forskellige typer af forkastnings-bøje-fold-ning vil efterfølgende afhænge af enhedernes initia-le længde (L0) og forsætningens længde, hvilket erillustreret i Fig. 30.

Hele Mårup Kirke sektionen anses for at væreopbygget af forkastnings-bøje-foldede duplexenhe-der. De omkring 10 første duplex overskydningsski-ver i den frontale del af Mårup Kirke sektionen be-står af transitionelle imbrikerede duplexenheder deralle indeholder lambda-type strukturer (Fig. 31),mens agterendens sidste 10 enheder består af forkast-nings-bøje-foldede duplexenheder med varierendestrukturel opbygning, der kan henføres til variatio-ner over typerne vist i Fig. 30. Selvom blotningsgra-den i området neden for Mårup Kirke ikke altid eralt for god på grund af de mange skred i klinten på

dette sted, er det alligevel bemærkelsesværdigt atafstanden mellem de opmålte ramper er på 50–60m, hvilket underbygger tolkningen af forkastnings-bøje-foldede duplexenheder. Midtvejs mellem Må-rup Kirke og Lønstrup bliver det imidlertid umuligtat spore flere ramper. Her er Skærumhede Gruppensaflejringer så påvirket af muddermobilisering at detikke er muligt at opfatte den proksimale del af kom-plekset i en overskydningstektonisk ramme. Det føl-gende afsnit vil fokusere på denne udvikling fra over-skydningstektonik til mudderdiapirisme.

Diapirisme i overskydningskomplekset

Da Jessen (1931) beskrev overskydningerne i Løn-strup Klint profilet var diapirisme ikke kendt. Dia-pirisme i glacialtektonikken ved Lønstrup Klint blevførst beskrevet af Pedersen (1987), hvor udviklingenaf mudderdiapirer blev forklaret som en del af denprogressive overskydningtektonik. Modellen for dia-pirisme var her koblet til en opfattelse af, at over-skydningerne i Lønstrup Klint kunne opfattes somet samlet listrisk imbrikeret kompleks. Forståelsenaf ramper og flader i overskydningstektonikken eret nyt koncept hvori mudderdiapirismen spiller enny rolle. Når man analyserer forekomsten af mud-derdiapirer i Rubjerg Knude Glacialtektoniske Kom-pleks er det tydeligt, at mudderdiapirerne optræderved alle dybe rampe spring. Går man fra det distaleregime i syd mod det proksimale regime nordpåoptræder mudderdiapirisme første gang i Kramren-de sektionen. Her blev en 20 m tyk skive skudt opover en lige så høj rampe og over rampehængslet påden liggende blok udvikledes en diapir, som tilligemobiliserede det vandovermættede lag under denliggende-blok rampe. Den næste mudderdiapir op-træder i den frontale del af Brede Rende sektionen,hvor der udvikledes polydiapirisme i Lønstrup KlintFormationen i den hængende-blok antiklinal efterspring af to rampeniveauer. I agterenden af dennesektion blev der ligeledes udviklet polydiapirismeved skivernes opskydning over agterende-ramper-ne i duplexsegmenterne. Den næste diapir optræderi den frontale del af Sandrende sektionen. Denne dia-pir medførte at skiverne i den centrale del af Sand-rende sektionen blev bøjet op langs den lodretståen-de flanke af diapiren. Længere nordpå er diapiris-men mere og mere intensiv i Stortorn sektionen, hvorramperne når ned til det dybeste décollementniveau.

Ud fra denne sammenhæng tolkes diapirismensom et resultat af muddermobilisering langs medhængende-blok ramper og flader, der under passa-ge af et liggende-blok rampehængsel aktiveres i ud-


Øvre flade

Décollementzone

Kompression 43%

L0 = 100 m L1 = 56,5 m

Ligge

nde-blo

k ram

pe

L0 (m)70.5

Kompression 20%1

L156.5

Komp. =

14 70,5

20%

L0Δ

L0 (m)

Kompression 33%

84.5

2

L156.5

Komp. =

28 84,5

33%

L0Δ

L0 (m)

Kompression 50%

113

3

L156.5

Komp. =

56.5 113

50%

L0Δ

L0 (m)

Kompression 60%

140

4

L156.5

Komp. =

84 140.5

60%

L0Δ

Fig. 29. Deformatione ved forkastning-bøje-foldning er her illustreret for en enkelt duplexenhed. Den initiale længde af enhedener angivet til 100 m (L0), og den er opbygget af fire duplexsegmenter med en tykkelse på 10 m, altså en enhed på i alt 40 m.Enheden er begrænset af to ramper med en hældning på ca. 45°, henholdsvis en hængende-blok rampe langs hvilken forsætnin-gen pågår, og en liggende-blok rampe hvorpå skubbet fra baglandet foregår. Ved en sammenpresning på 43% vil det understesegment lige netop blive forsat op til toppen af den foranliggende blok (forsætning på 56,5 m) og segmentet vil blive foldet i enenkelt monoklinal (lambda-type med form som et spejlvendt L). Det næste segment opad i duplexenheden vil ligeledes blivemonoklinalt foldet, men vil tillige nå at danne en hængende-blok antiklinal. Det næstøverste segment vil blive forkastnings-bøje-foldet i både en monoklinal, svarende til en liggende-blok synklinal og en endnu større hængende-blok antiklinal, og dennefoldningen karakteriseres som en sigma-type. Endelig vil det øverste segment blive foldet som et omvendt L, en gamma-type (Γ-type) på toppen af den dannede antiformstak. Da enheden nu er foldet op så presset imellem ramperne foregår på overskydnings-flader både mod forlandet og fra baglandet anses denne kompression som den maksimale for duplexenheden.

Fig. 30. Fire udvalgte modeller forforkastning-bøje-foldning af duplexen-heder. Geometrien af de enkelteduplexenheder er betinget af forsæt-ning og den initiale længde af enheder-ne. (1) Ved en kompression på 20% fåsen relativ simpel lambda-sigma-gamma deformation af duplexenhe-den. (2) Med 33% kompression opnåsnogle usædvanlige oprette antiklinalerpå toppen af den hængende-blokantiklinal. (3) Ved 50% kompressiondannes sigma-lambda deformation. (4)Ved kompression på mere end 50%bibeholdes antiformens forlands-ret-tede profil, som blot tanslateres henover den liggende blok, naturligvisunder forudsætning af blokken initialter lang nok. Generelt vil man dog ikkeforvente kompression på mere en 50%,da dette giver en geometrisk position,hvor alle segmenterne bliver trykketsammen mellem ramperne medstørstedelen af trykket rettet modduplexsegmenternes flader.


viklingen af en diapir (Fig. 32). Modellen medførerat der i sammenhæng med foldningen af en hæn-gende-blok antiklinal udvikles en diapir. Denne ud-vikling er illustreret ved at sammenholde en intakthængende-blok antiklinalstruktur med deformerederelikte strukturer i mudderdiapirerne (Fig. 33). Udfra denne sammenhæng er det let at forstå at mud-derdiapirisme blev en mere og mere dominerendedeformationsmekanisme i den proksimale del afkomplekset,hvorantalletaframpespringblevforøget.

DiskussionEn af de mest forbavsende erkendelser opnået vedstudiet af Rubjerg Knude Glacialtektoniske Komplekser, at en 12 km lang skive på 10 til 40 meters tykkelsehar kunnet sammenpresses 50% så den efterfølgen-de kun fylder 6 km. Man må således forestille sig at

Lønstrup Klint Formationen i den proksimale del afkomplekset, d.v.s. ved Lønstrup, oprindeligt havdesit primære leje ved Hirtshals. Hvordan var detmuligt at denne sammenpresning og translation sketeuden at de løse sedimenter fuldstændig blev brudtop og gik i stykker? Hvad var det for en mekanisme,der skubbede skiverne fremefter, og hvor lang tidtog det egentlig at presse Rubjerg Knude Glacialtek-toniske Kompleks sammen?

Mekanismen som muliggjorde den tynd-skindedeoverskydningstektonik betegnes ’gravity spreading’på engelsk (Bucher 1956, Pedersen 1987), eller pådansk belastningstryk spredning. Gry (1940) beskrevmekanismen i forbindelse med glacialtektonik un-der betegnelsen isvægtsteorien, hvor han sammen-lignede oppresningen af skiver med oppresningenaf våd sne foran en slædes meder eller en plade, somtrykkedes fremad i sneen. Ved oppresning af glacial-tektoniske skiver er det en fremadskridende glet-schers isvægt, hvis stigende belastning på underla-get får skiverne til at skubbe sig fremad. Men hertil

Fig. 31. Rampe mellem to duplexenheder i den frontale del af Mårup Kirke sektionen. Bemærk lamda-type strukturen i blokken tilhøjre (liggende blok mod syd), mens blokken til venstre (hængende blok mod nord) kan opfattes som strukturen udviklet langshængende-blok rampe magen til den illustreret i Fig. 29. Cirkel omkredser en rygsæk som skala.


Trin 1

Trin 2

Trin 3

50 m forsætning

150 m forsætning

300 m forsætning


0 100 200 300 400 mN S

Hængendeblok

Nedre rampehængsel

Hængende-blok flade

Sandet enhed, Rubjerg Knude Formation

Mobiliseret mudder og mudderdiapirer

Primært lamineret leret mudder, Lønstrup Klint Formation

Overskydningsplan

1 m Intrusiv kontakt

Rubjer

g Knu

de Fm

Lønst

rup K

lint F

m

Liggende blok

Øvre rampehængsel

Rampe

Fig. 32. Model for udvikling af diapirover rampe-hængsler. På billedet sesden intrusive kontakt mellem enmudderdiapirs mobiliserede mudderog den primære lagdeling i LønstrupKlint Formationen i en af skiverne iMoserende sektionen. Trin 1 viser dentidligste fase i deformationsudvik-lingen, hvor mudderet er mobiliseretlangs den hængende-blok fladesvarende til Fig. 15. Trin 2 viser denbegyndende diapirisme op i ombøj-ningszonen af den hængende-blokantiklinal nær ved rampens øvrehængsel. Trin 3 viser en successivudvikling af diapirer, som intruderes iden progressive ombøjningszone i denhængende-blok antiklinal. Fotoetøverst viser diapirisme i dette stadie.Overskydningsskiven er imidlertidved efterfølgende rampeoverskydningblevet vippet op i en 60° stejlt hæl-dende position.


kommer at vandstanden i den permeable gletscherismedfører et højt porevandstryk i det underliggendegrundvandsmagasin (aquifer), der typisk vil væreden hedeslette (sandur) som er aflejret foran isran-den (Boulton & Caban 1995). I lavlandsområder somDet Danske Bassin vil der under en fremrykkendeiskappe ikke være permafrost, idet iskappen isole-rer jordlagene, og den geotermiske varmepåvirkningville holde jorden frostfri. Foran isranden ville derimidlertid herske permafrostbetingelser eller væreårstidsbetinget grundfrost i de overfladenære lag.Dette vil medføre at grundvandsstrømning foran is-randen spreder et porevandsovertryk under de is-forseglede lag, der herved nærmest betragtes somen flydende flage (Boulton & Cabab 1995). Ved per-foreringer i denne flade ville der kunne dannes pin-goer og frosthøje (frost mounds), hvilket også er på-vist ved kollapsstrukturer i den centrale del af Ul-strup sektionen (Pedersen 2005). Det som imidlertidfik skiverne til at bevæge sig frem over forlandet eren forøget belastning i agterenden, det vil sige ved

isranden. Her opbyggedes en aflejringskegle af mo-rænemateriale, hvis vægt er mere en dobbelt så storsom isens vægt, og sandsynligvis bidrog moræne-keglen til nedpresningen af agterenden af den førsteskive, som skubbedes frem over forlandet (Boulton1986). Når først den første skive translateredes overforlandets aflejringer opstod en selvforstærkendeeffekt af agterende belastning på de følgende skiver,som pressedes op over forlandet og så fremdeles,indtil porevandstrykket endeligt var blevet aflastetog den bærende effekt dermed forsvundet. Udvik-lingen fra højt porevandstryk, der skaber mudder-mobilisering langs hængende-blok ramper og flader,til situationen hvor porevandstrykket er aflastet gen-nem sprækker i den hængende blok kan aflæses iUlstrup sektionen, der er beliggende i det distale re-gime. Man må tro, at disse forhold også gjorde siggældende ved starten af den glacialtektoniske defor-mation i det regime, som efterfølgende blev til detproksimale. Aflastningen af porevandstrykket sketebeviseligt op gennem de overskudte skiver, men

N S

Relikt hængende-blokantiklinal

1 m

1 m

A B

Fig. 33. Intakt hængende-blok antiklinalstruktur (A) sammenlignet med deformerede relikte strutkturer i mudderdiapirerne (B).


grundvandsstrømningen kunne også være blevetdrænet gennem en smeltevandselv i forlandet. Enkandidat til et sådan elvløb kunne være TvonnetRende umiddelbart nord for Nr. Lyngby, som nu eropfyldt af smeltevandssedimenter, men som ikke erblevet glacialtektonisk forstyrret, ligesom der i aflej-ringerne syd for Tvonnet Rende heller ikke findesspor efter glacialtektonik.

Det har ofte været foreslået, at undergrænsen forpermafrosten kunne være den anisotropiflade, langshvilken décollementniveauet blev dannet (Boulton& Caban 1995). Dette forslag kan ikke afvises gene-relt, men det gælder ikke for Rubjerg Knude Glacial-tektoniske Komplekset. Her blev décollementniveau-et trinvis sænket i rampe-trin på ca. 10 m, hvilketikke er konsistent med et permafrostlag med en ge-nerel tykkelse på mellem 10 til 20 meter. At perma-frostlagets tykkelse skulle vokse fra 10 til 40 m un-der kompleksets og dermed israndens fremrykningmå anses for usandsynligt. Dette skal dog ikke op-fattes som en fornægtelse af grundfrostens indvirk-ning på den glacialtektoniske udvikling, f.eks. vedat fungere som segl for porevandstrykket. Grund-frost i komplekset er både dokumenteret ved kilela-gene i Moserende sektionen og fossile frosne sand-klaster, som forekommer i Rubjerg Knude Formati-onens aflejringer i Ulstrup sektionen.

For at få et indblik i den glacialtektoniske defor-mation er det vigtigt at forstå, hvor hurtigt defor-mationen foregik. Dateringerne giver et tidsrum påca. 3000 år. De yngste lag, som blev glacialtektoniskdeformeret, er dateret til 29 000 år, og Ribjerg For-mationen, som ligger diskordant oven på det glaci-altektoniske kompleks, blev ligeledes dateret vedhjælp af Optisk Stimuleret Luminescens til omkring26 000 år før nu. Ribjerg Formationen (som forekom-mer i den nordligste del af Lønstrup Klint, se Plan-che 1) blev aflejret i den depression, som isen havdeuderoderet bagved det glacialtektoniske kompleks.Kildeområdet for Ribjerg Formationen var den frem-rykkende isstrøm fra det centrale Sverige (NØ-isen).Inden smeltevandsaflejringerne kunne afsættes måtteden Norske Isstrøm dog først smelte tilbage fra sinstilstandslinje syd for Limfjorden. Man må antage atdette har taget flere hundrede år. Men selv med enfremrykning på 2 m pr. år er hastigheden af deforma-tionen ti gange større end i bjergkæder, hvilket er ensignifikant forskel på de to deformationsmekanismer.Den generelle hastighed af den grønlandske ind-landsis fremrykning over landområder er omkring10 m pr. år, hvorimod ‘galopperende’ (surging) glet-schere og isstrømme som kælver i fjorde kan opnåen hastighed af 1 km pr. år (Benn & Evans 1998). Nårman samtidig tager i betragtning at deformationenbåde skal accelerere og decelerere må det antages at

den generelle hastighed for dannelsen af det glacial-tektoniske kompleks var tæt på isens bevægelsesha-stighed for terrestriske iskapper. Da det er vanske-ligt at forestille sig at porevandets overtryk har kun-net opretholdes over lange tidsrum er det dog muligtat hastigheden har været endnu hurtigere, og at heledeformationen blev afviklet på mindre end 100 år.

KonklusionRubjerg Knude Glacialtektoniske Kompleks er enenestående geologisk forekomst i Danmark, der medsit velblottede tværsnit langs Lønstrup Klint givermulighed for at studere udviklingen af et tyndskin-det overskydningskompleks fra den distale del vedforlandet til den mest komplekse deformation i denproksimale del ved baglandet. Strukturerne i kom-plekset er dokumenteret ved hjælp af en fotogram-metrisk opmåling af den 6 km lange klint ved Ru-bjerg Knude. De elementære strukturer i komplek-set udgøres af ramper og flader, hvor der over ram-perne er dannet hængende-blok antiklinaler. Décol-lementniveauet for overskydningen ligger i det dis-tale regime i ca.10 meters dybde og springer trinvistmed spring på 10 m mod det proksimale regime nedtil omkring 40 meters dybde under referenceniveau-et beliggende i strandplan. Den dynamiske udvik-ling af komplekset er baseret på konstruktionen af etbalanceret tværsnit, og en model for den progressi-ve udvikling har medført opstilling af otte overskyd-ningsstrukturtyper:

1) Horisontale overskydningsskiver med en trans-lation på omkring 500 m over det udeformeredeforland.

2) Rampekollaps, som optræder på overgangenmellem det distale og centrale regime, hvor over-skydningsskiver under sammenpresningen moden dyberegående rampe blev komplekst foldet.

3) Hængende-blok antiklinaler er den mest karak-teristiske foldningstype, som indgår i overskyd-ningskomplekset.

4) Antiformstak som opbygges af to eller flere ski-ver, der er translateret hen over hinanden og sam-men passerer en rampe. Den kan i princippet be-skrives som en hængende-blok antiklinal, der blotinvolverer flere overskydningsskiver.

5) Imbrikationsvifte er en hel gruppe af segmenter,som opbrydes fra en lang sammenhængendeoverskydningsskive på en gang og forskydes op ien taglagt stejltstående position.

6) Duplexsegmenter er overskydningsskiver som


begrænses af overskydninger. Når flere duplex-segmenter ligger oven på hinanden danner de enduplexstak.

7) Imbrikeret duplexstak er en duplexstak som de-formeres op langs en dybtgående rampe.

8) Forkastnings-bøje-foldede duplexer består af du-plexstakke, som under rampe overskydning bø-jefoldes.

Overskydningsstrukturerne i Rubjerg Knude Glacial-tektoniske Kompleks er dannet proglacialt ved be-lastningtryk spredning (gravity spreading) som føl-ge af dannelsen af et betydeligt porevandsovertryk idet proglaciale regime. Den proglaciale deformationer entydigt bevist gennem eksistensen af syntekto-nisk sedimentation i piggyback-bassiner, som blevtranslateret mod forlandet på ryggen af overskyd-ningsskiverne. Hydrodynamisk brecciering og mud-dermobilisering spillede en stor rolle for den internedynamik i overskydningskomplekset, og mudderdia-pirer opstod ved overskydningsskivernes passage aframpehængsler ved toppen af dybtgående ramper.Dannelsen af komplekset skete geologisk set hurtigtog kan være begrænset til en periode på mindre end100 år inden for tidsrummet 30–27 000 år før nu.

TakFormålet med denne artikel er at give en dansk be-skrivelse af strukturerne i tværprofilet ved RubjergKnude, som allerede blev publiceret i den engelsk-sprogede GEUS Bulletin 8 i 2005, samt at give en bredindføring i de overskydningstektoniske begreberanvendt ved analyse af glacialtektonik. Dette arbej-de blev hjulpet på vej ved et kreativt godt samarbej-de mellem forfatteren og Benny Schark fra Grafisksektion på GEUS. Desuden ønsker forfatteren at tak-keredaktørMartinSønderholmoglektorGunverKra-rup Pedersen for konstruktiv kritik af manuskriptet.

Manuskriptet publiceres med tilladelse fra Dan-marks og Grønlands Geologiske Undersøgelse (GE-US), der også har bidraget økonomisk til afholdel-sen af trykkeomkostningerne.

ReferencerAber, J.S. (red.) 1993: Glaciotectonics and mapping glacial de-

posits. Proceedings INQUA commission on formation andproperties of glacial deposits. Canadian Plain ResearchCenter, University of Regina, 309 pp.

Aber, J.S., Croot, D. & Fenton, M.M. 1989: Glaciotectoniclandforms and structures. Dordrecht: Kluwer AcademicPublishers, 200 pp.

Andersen, L.T. 2004: The Fanø Bugt glaciotectonic thrust faultcomplex, southeastern Danish North Sea. Danmarks ogGrønlands Geologiske Undersøgelse Rapport 2004/30, 143pp.

Andersen, L.T., Hansen, D.L. & Huuse, M. 2005: Numericalmodelling of thrust structures in unconsolidated sediments:implications for glaciotectonic deformation. Journal of Struc-tural Geology 27, 587–596.

Bahnson, H., Petersen, K.S., Konradi, P.B. & Knudsen, K.L. 1974:Stratigraphy of Quaternary deposits in the Skærumhede IIboring: lithology, molluscs and foraminifera. DanmarksGeologiske Undersøgelse Årbog 1973, 27–62.

Benn, D.I. & Evans, D.J.A. 1998: Glaciers and glaciation. Lon-don: Arnold, 734 pp.

Berthelsen, A. 1960: Structural studies in the Pre-Cambrian ofwestern Greenland, II: Geology of Tovqussap Nuna.Meddelelser om Grønland 123 (1) 223 pp.

Berthelsen, A. 1973. Weichselian ice advance and driftsuccessions in Denmark. Bulletin of the Geological InstitutUniversity of Uppsala, New Series 5, 21–29.

Berthelsen, A. 1978: The methodology of kineto-stratigraphyas applied to glacial geology. Bulletin of the Geological So-ciety of Denmark 27, 25–38.

Boulton, G.S. 1986: Push-moraines and glacier-contact fans inmarine and terrestrial environments. Sedimentology 33, 677–698.

Boulton, G.S. & Caban, P. 1995: Groundwater flow beneath icesheets: Part II – its impact on glacier tectonic structures andmoraine formation. Quaternary Science Reviews 14, 563–387.

Boyer, S. E. & Elliott, D. 1982: Thrust systems. Bulletin of Ameri-can Association of Petroleum Geologists 66, 1196–1230.

Bucher, W.H. 1956: The role of gravity in orogenesis. Geologi-cal Society of America Bulletin 67, 1295–1318.

Croot, D.G. 1988 (ed.): Glaciotectonics: forms and processes.Rotterdam: A.A. Balkema, 212 pp.

Dahlström, C.D.A. 1969: Balanced cross sections. CanadianJournal of Earth Science 6, 743–757.

Fredericia, J. 1982: Geologisk basisdatakort 1:50.000, kortblad1318 I, Skagen. København: Danmarks Geologiske Under-søgelse.

Garboe, A. 1961: Geologiens historie i Danmark II. Forskere ogresultater. København: Reitzel, 522 pp.

Gripp, K. 1929: Glaziologische und geologische Ergebnisse derHamburgischen Spitsbergen Expedition. Abhandlungen derNaturwissenschaftlichen Verein Hamburg 22, 147–247.

Gry, H. 1940: De istektoniske Forhold i Moleret. Med bemærk-ninger om vore dislocerede klinters dannelse og om dennegative askeserie. Meddelelser fra Dansk Geologisk Fore-ning 9, 586–627.

Gry, H. 1941: Diskussion om vore dislocerede Klinters dan-nelse. Meddelelser fra Dansk Geologisk Forening 10, 39–42.


Hansen, J.M. 2000: Stregen i sandet, bølgen på vandet. Køben-havn: Fremad, 440 pp.

Houmark-Nielsen, M. 1987: Pleistocene stratigraphy and gla-cial history of the central part of Denmark. Bulletin of theGeological Society of Denmark 36, 189 pp.

Houmark-Nielsen, M. 1988: Glaciotectonic unconformities inPleistocene stratigraphy as evidence for the behaviour offormer Scandinavian icesheets. I: Croot, D.G. (red.): Gla-ciotectonics: forms and processes, 91–99. Rotterdam: A.A.Balkema.

Houmark-Nielsen, M. 1999: A lithostratigraphy of Weichselianglacial and interstadial deposits in Denmark. Bulletin of theGeological Society of Denmark 46, 101–114.

Houmark-Nielsen, M. 2003: Signature and timing of theKattegat Ice Stream: onset of the last glacial maximum se-quence at the southwestern margin of the Scandinavian IceSheet. Boreas 32, 227–241.

Houmark-Nielsen, M., Bennike, O. & Björck, S. 1996: Terres-trial biotas and environmental changes during the Late Mid-dle Weichselian in North Jutland, Denmark. Bulletin of theGeological Society of Denmark 43, 169–176.

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

Huuse, M. & Lykke-Andersen, H. 2000: Large-scale glaciotec-tonic thrust structures in the eastern Danish North Sea. I:Maltman, A., Hambrey, M. & Hubbard, B. (red.) Deforma-tion of glacial materials. Geological Society (London) Spe-cial Publication 176, 293–305.

Jakobsen, P.R. 1996: Distribution and intensity of glaciotectonicdeformation in Denmark. Bulletin of the Geological Societyof Denmark 42, 175–185.

Japsen, P. 2000: Fra Kridthav til Vesterhav, Nordsøbassinetsudvikling vurderet ud fra seismiske hastigheder. GeologiskTidsskrift 2000/2, 1–36.

Jensen, L.N. & Michelsen, O. 1992: Tertiær hævning og erosioni Skagerrak, Nordjylland og Kattegat. Dansk Geologisk Fore-ning Årsskrift 1990–91, 159–168.

Jessen, A. 1899: Kortbladene Skagen, Hirshals, Frederikshavn,Hjørring og Løkken. Danmarks Geologiske Undersøgelse I.Række 3, 368 pp. + 5 maps.

Jessen, A. 1918: Vendsyssels geologi. Danmarks GeologiskeUndersøgelse V. Række 2, 260 pp.+ atlas.

Jessen, A. 1931: Lønstrup Klint. Danmarks Geologiske Under-søgelse II. Række 49, 142 pp. + atlas (with summary inEnglish).

Jessen, A., Milthers, V., Nordmann, V., Hartz, N. & Hesselbo,A. 1910: En boring gennem de kvartære lag ved Skærum-hede. Danmarks Geologiske Undersøgelse II. Række 25, 175pp. + atlas.

Johnstrup, F. 1874: Über die Lagerungsverhaltnisse und dieHebungs-phänomene in den Kreidefelsen auf Mön undRügen. Zeitschrift der deutschen geologischen Gesellschaft1874, 533–585.

Johnstrup, F. 1882: Om de geologiske forhold i den nordligedel af Vendsyssel. Universitetsprogram, Kjøbenhavn.

Klint, K.E.S. & Pedersen, S.A.S. 1995: The Hanklit thrust faultcomplex, Mors, Denmark. Danmarks Geologiske Undersø-gelse Serie A 35, 32 pp.

Knudsen, K.L. 1994: The marine Quaternary in Denmark: areview of new evidence from glacial-interglacial studies.Bulletin of the Geological Society of Denmark 41, 203–218.

Krüger, J. 1994: Glacial processes, sediments, landforms, andstratigraphy in the terminus region of Myrdalsjökull, Ice-land. København: Reitzel, 233 pp.

Mertz, E.L. 1924: Oversigt over de sen- og postglaciale Niveau-forandringer i Danmark. Danmarks Geologiske Undersø-gelse II. Række 41, 20 pp.

Pedersen, S.A.S. 1982: Pilespids struktur. Varv 1982/4, 108–111.

Pedersen, S.A.S. 1986: Rubjerg Knude. Varv 1986/3, 84–98.Pedersen, S.A.S. 1987: Comparative studies of gravity tecton-

ics in Quaternary sediments and sedimentary rocks relatedto fold belts. I: Jones, M.E. & Preston, R.M.F. (red.): Defor-mation of sediments and sedimentary rocks. GeologicalSociety (London) Special Publication 29, 165–180.

Pedersen, S.A.S. 1989: Jordartskort over Danmark 1:200.000,Nordjylland, kort 1. København: Danmarks Geologiske Un-dersøgelse.

Pedersen, S.A.S. 1993: Glaciodynamic event and glaciodynamicsequence. I: Aber, J. (red.): Glaciotectonics and mappingglacial deposits 67–85. Proceedings INQUA Commission onFormation and Properties of Glacial Deposits. CanadianPlain Research Center, University of Regina.

Pedersen, S.A.S. 1996: Progressive glaciotectonic deformationin Weichselian and Palaeogene deposits at Feggeklit, north-ern Denmark. Bulletin of the Geological Society of Denmark42, 153–174.

Pedersen, S.A.S. 1998: Glacial tectonics and geomorphology.NGMSO Congress 51, Vrije Universiteit, Amsterdam, March1998, 16–17.

Pedersen, S.A.S. 2000: Superimposed deformation in glacio-tectonics. Bulletin of the Geological Society of Denmark 46,125–144.

Pedersen, S.A.S. 2005: Structural analysis of the Rubjerg KnudeGlaciotectonic Complex, Vendsyssel, northern Denmark.Geological Survey of Denmark and Greenland Bulletin 8,192 pp.

Pedersen, S.A.S. & Petersen, K.S. 1997: Djurslands Geologi, 96pp. København: Danmarks og Grønlands Geologiske Un-dersøgelse.

Puggaard, C. 1851: Møens Geologie. Universitetets Guldme-daille Priisskrift. København: Reitzel, 287 pp.

Richardt, N. 1996: Sedimentological examination of the LateWeichselian sea-level history following deglaciation ofnorthern Denmark. I: Andrews, J.T, Austin, W.E.N., Bergsten,H. & Jennings, A.E. (red.) Late Quaternary palaeoceanogra-phy of the North Atlantic Margins. Geological Society (Lon-don) Special Publication 111, 261–273.

Sadolin, M., Pedersen, G.K. & Pedersen, S.A.S. 1997: Lacustrinesedimentation and tectonics: an example from the Weichse-lian at Lønstrup Klint, Denmark. Boreas 26, 113–126.

Sejrup, H.P., Haflidason, H. Aarseth, I., King, E., Forsberg, C.F.,Long, D. & Rokoengen, K. 1994: Late Weichselain glacia-tion history of the northern North Sea. Boreas 23, 1–13.

Sejrup, H.P., Larsen, E., Landvik, J.Y., King, E., Haflidason, H.& Nesje, A. 2000: Quaternary glaciations in southernFennoscandia: evidence from southwestern Norway and thenorthern North Sea region. Quaternary Science Reviews 19,667–685.

Sjørring, S. 1977: The glacial stratigraphy of the island of Als,southern Denmark. Zeitschrift für Geomorphologie Supple-ment-Band 27, 1–11.


Suppe, J. 1983: Geometry and kinematics of fault-bend fold-ing. American Journal of Science, 283, 684–721.

Suppe, J. 1985. Principles of structural geology. EnglewoodCliffs, New Jersey: Prentice-Hall, Inc, 537 pp.

Ussing, N.V. 1903. Danmarks Geologi i almenfatteligt Omrids.Danmarks Geologiske Undersøgelse III. Række 2, 358 pp.

Vejbæk, O.V. 1997: Dybe strukturer i danske sedimentære bas-siner. Geologisk Tidsskrift 1997/4, 1–31.



Strukturer og dynamisk udvikling af

Documents