Der Kontinent-Ozean- ¨ Ubergang

Seit der ¨Offnung des Nordatlantiks und der Bildung von ozeanischer Kruste sind die ostgr¨onl¨andischen Kaledoniden und die sich anschließenden Sedimentbecken nicht mehr Teil eines großen Kontinentes, sondern sie befinden sich nun in der N¨ahe eines Kontinentalrandes. Der eigentliche Kontinent-Ozean- ¨Ubergang konnte in der dreidimensionalen Schweremodellierung nur stark vereinfacht modelliert werden und es ergaben sich daraus keine neuen Erkenntnisse ¨uber den krustalen Aufbau. Da jedoch die Struktur des Kontinent-Ozean- ¨Uberganges wichtig ist f¨ur das Gesamtbild der Fjordregion, soll an dieser Stelle der Kontinentalrand Ostgr¨onlands mit anderen R¨andern im Nordatlantik zwischen 55^◦N und 77^◦N verglichen werden. Abb. 5.3 zeigt eine ¨Ubersichtskarte des n¨ordlichen Atlantiks mit den unten beschriebenen Kontinentalr¨andern und ihren zugeh¨origen mittelozeanischen R¨ucken.

40˚W 30˚W 20˚W 10˚W

0˚

10˚E 20˚E 30˚E 40˚E

55˚N 60˚N 65˚N 70˚N 75˚N 80˚N

Südost-Grönland

Nordost-Grönland

Mayen

Jan-Edoras-Bank Hatton-Bank

Møre Vøring Lofoten

Westliche J M B Z

Östliche J M B Z

Reykjanes-Rücken

Aegir-Rücken

Kolbeinsey-R.

Mohns-Rücken

Abbildung 5.3: Kontinentalr¨ander des n¨ordlichen Atlantiks. JMBZ: Jan-Mayen-Bruchzone. R.: R¨ucken. Die 0.5 km und 2.0 km Isolinien stellen die vereinfachte Bathymetrie dar. Wichtige R¨ucken und Bruchzonen sind beschriftet.

Die Kontinentalr¨ander zwischen Nordostgr¨onland und Norwegen, bzw. S¨ udost-gr¨onland und Großbritannien und Irland, werden als sogenannte vulkanische Kon-tinentalr¨ander bezeichnet. Abb. 5.4 zeigt schematisch den Aufbau eines typischen vulkanischen Randes. Er besteht aus einer gedehnten und damit relativ d¨unnen kon-tinentalen Kruste mit einem vor der ¨Offnung des Ozeans entstandenem Sediment-becken und einer sich anschließenden ozeanischen Kruste. Charakteristisch ist das Auftreten von erstarrten Schmelzen im Bereich des Kontinent-Ozean- ¨Uberganges in Form von terrigenen oder submarinen Flutbasalten, sogenannten ozeanw¨arts einfal-lenden Schichten (Seeward Dipping Reflectors, SDRs), sowie großr¨aumigen magma-tischen Intrusionen in die Unterkruste, welche oftmal zu einer deutlichen Verdickung

der Kruste f¨uhren. Die ¨alteren Sedimente im Becken, die kurz vor und w¨ahrend der Offnung gebildeten SDRs und die neu entstandene ozeanische Kruste werden gemein-¨ sam von j¨ungeren Sedimenten bedeckt. Im Laufe der Erforschung von vulkanischen Kontinentalr¨andern entstanden unterschiedliche Definitionen des Begriffs. Im fol-genden wird die Definition nach Eldholm et al. (1995) verwendet. Danach ist f¨ur die Klassifizierung die Betrachtung der Gesamtstruktur und der Entwicklungsgeschich-te einer Region n¨otig und nicht nur das AuftreEntwicklungsgeschich-ten einzelner Merkmale. So ist z.B.

das Vorhandensein von SDRs im Bereich der ¨Ubergangszone zwar typisch f¨ur vul-kanische R¨ander, und tritt auch nur dort auf, aber es ist nicht zwingend notwendig.

Auch die Existenz eines Hotspots in der N¨ahe der Aufbruchsregion ist nicht n¨otig, um die erh¨ohte Bildung von Schmelzen zu erkl¨aren. Die folgende Zusammenfassung der nordatlantischen R¨ander basiert auf Planke et al. (1991) und Eldholm und Grue (1994) und wurde durch neuere Daten erg¨anzt.

Der Kontinentalrand S¨udostgr¨onlands mit seinem schmalen Schelf und dem steilen Kontinentalhang und die konjugierenden R¨ander Hatton-Bank und Edoras-Bank auf der anderen Seite des Reykjanes-R¨uckens zeigen alle Merkmale eines typischen vulkanischen Randes. In beiden Regionen finden sich ausgedehnte SDRs in den Se-dimenten und großvolumige Intrusionen in der kontinentalen und ozeanischen Un-terkruste, welche sich durch seismische Geschwindigkeiten von mehr als 7.0 km/s auszeichnen (Barton und White, 1997; Dahl-Jensen et al., 1998; Korenaga et al., 2000; Holbrook et al., 2001). Auch die Kontinent-Ozean- ¨Uberg¨ange auf beiden Seiten des heute nicht mehr aktiven Aegir-R¨uckens, die Møre-Region in S¨udwestnorwegen und der gegen¨uberliegende Jan-Mayen-Mikrokontinent, zeigen eine ¨ahnliche Struk-tur. Dabei finden sich zwar ¨ostlich des Jan-Mayen-Mikrokontinentes SDRs, aber bisher konnte noch keine Hochgeschwindigkeitsschicht in der Unterkruste nachge-wiesen werden (Kodaira et al., 1998a). Hier ist der Schelf sehr schmal mit einer

Intrusion

Entfernung [km]

Sedimente

Ozeanische Kruste Kontinentale Kruste

Sedimente SDR

Kontinent-Ozean-Übergang

Mantel

0 300

30 0

Tiefe [km]

Abbildung 5.4: Schematische Darstellung eines typischen vulkanischen Kontinental-randes. SDR: Seeward Dipping Reflectors. L¨angen sind nicht maßstabsgetreu.

nur d¨unnen mesozoischen Sedimentschicht und der Kontinentalhang f¨allt steil ab, w¨ahrend auf der norwegischen Seite die SDRs ein rund 100 km breites ausgepr¨agtes Plateau (Møre Marginal High) bilden, welches von dem sich ¨ostlich anschließen-den, mehr als 10 km m¨achtigen, pal¨aozoisch-mesozoischen Møre-Becken durch eine Steilstufe (Escarpment) getrennt ist. Mehrere Kilometer m¨achtige k¨anozoische Se-dimente bedecken auf beiden Seiten die mesozoischen SeSe-dimente, die SDRs und die ozeanische kristalline Kruste.

N¨ordlich der ¨ostlichen Jan-Mayen-Bruchzone schließen sich auf norwegischer Seite der Vøring- und der Lofoten-Kontinentalrand an. Die Vøring-Region ¨ahnelt in ih-rem Aufbau der Møre-Region, sie zeigt ebenfalls ein tiefes pal¨aozoisch-mesozoisches Becken (Vøring-Becken), welches durch eine Steilstufe von einem vulkanischen Pla-teau (Vøring Marginal High) getrennt wird. Der Lofoten-Rand weist dagegen kaum Sedimente auf, sondern hat stattdessen einen schmalen Schelf und einen steilen Kontinentalhang. In beiden Regionen finden sich ausgepr¨agte SDRs und krustale Intrusionen. Der zugeh¨orige Kontinentalrand Ostgr¨onlands auf der anderen Seite des Mohns-R¨uckens beginnt n¨ordlich der westlichen Jan-Mayen-Bruchzone, also et-wa auf H¨ohe des Kejser-Franz-Joseph-Fjordes. Die Verteilung der Sedimentbecken ist zu der norwegischen Seite gegenl¨aufig, im Bereich gegen¨uber der Vøring-Region ist der Schelf eher schmal und der Kontinentalhang steil, wohingegen sich gegen¨uber der Lofoten-Region auf dem breiten gr¨onl¨andischen Schelf ausgedehnte Becken be-finden. Auch auf der gr¨onl¨andischen Seite sind die charakteristischen SDRs vorhan-den. Eindimensionale Geschwindigkeits-Tiefen-Funktionen aus reflexionsseismischen Weitwinkelmessungen (Expanded Spread Profiles, ESPs) n¨ordlich des Kejser-Franz-Joseph-Fjordes ergaben Hinweise auf eine Hochgeschwindigkeitsschicht in der Un-terkruste nahe der ¨Ubergangsszone (Hinz et al., 1987; Mutter und Zehnder, 1988).

Alle bisher angesprochenen Kontinentalr¨ander entsprechen damit also dem Bild des typischen vulkanischen Randes mit Flutbasalten in den Sedimenten und massiven Intrusionen in der Unterkruste im Bereich des Kontinent-Ozean- ¨Uberganges.

Eine Ausnahme davon bildet die Fjordregion s¨udlich der Jan-Mayen-Bruchzone, bzw. s¨udlich des Kejser-Franz-Joseph-Fjordes und der konjugierende Westrand des Jan-Mayen-Mikrokontinentes auf der gegen¨uberliegenden Seite des Kolbeinsey-R¨uckens. Die ozeanw¨arts einfallenden Schichten sind in dieser Region nur schwach ausgepr¨agt (Larsen und Jakobsd´ottir, 1988). Weder in Ostgr¨onland, noch auf der Seite von Jan-Mayen wurde in der Unterkruste ein seimischer Hochgeschwindig-keitsk¨orper gefunden (Weigel et al., 1995; Kodaira et al., 1998a). Kodaira et al.

(1998a) interpretierten die geringe Menge an Schmelzen als Folge einer langanhal-tenden Dehnungsphase und dadurch bedingten Abk¨uhlung des Mantelmaterials vor der ¨Offnung des Ozeans. Sie klassifizierten den Kontinentalrand Jan-Mayens als nicht-vulkanisch. Wendet man jedoch die Definitionen nach Eldholm et al. (1995) an, so ist das Auftreten von SDRs, welche in dieser Region zumindest stellenweise vorkommen, bereits eine hinreichende Bedingung f¨ur die Klassifizierung als vulka-nischer Kontinentalrand. Bei diesen beiden Kontinentalr¨andern handelt es sich also auch um den vulkanischen Typ, wenngleich er nur schwach ausgepr¨agt ist.