Sen rhar flows

Rückens

Abstract

'Ioday rhc main sourcc of borroru watcr in Rockall Trough (offshore Ircland) is densc watcr fonncd in rhc Grecnland-Iccland-Nor-

wcgian

(GIN)

Sen rhar flows

^SOll

rh through

rhc Pacroc-Shctlcnd Channel. Sediment dc- positcd by contour-following bottom cur- rents began to accurnulate on the southwcsr margin of Rockall Trough during thc Lare Eocenc/Early Oligoccnc. Thc sourcc of thc bonom currcnts has bccn attributcdtoArcric intermediate watcr flowing through thc Fac- roc-Shctland Cbanncl into Rockall Trough.

Howcvcr, a dccp ccnncction bctwccn rhe Arctic and GIN Sens did not cxist prior to rhc Latc Mioccnc. Paleobarhymcrric reconstruc- rions assuming two different thermal histc- rics für rhe rcgion areundRockal Plateauand Facroe Bank offer new potential sourcc nrcas for dcnsc warcr in rhc Earl)' Oligocene. Thc thermal model bascd on Crctaccous ritting of rhc Rockall. Trough end Facroc-Sherland Channel wirhont uplift in thc Palcoccnc pre- dicts a broad shclf north of Rockall Trough in thc Earl)' Oligocenc. This shclf could havc bccn a sirc of dcnsc watcr formation if the arca wcrc cold enough. The thermal modcl

bascd

on

Paleocene uplifr from rchearing

of rhc lithosphcre, rcconsrructs a shallow to su bacrialRockall Plateau 111 the Early Oligoccne. lf high cvaporarion rares cxisrcd ovcr the Rockall Plateau densc watcr eould havc bccn formed through thc increased salinity.

1 Einleitung

Oleichzcitig mit dem Einsatz des Scafloor- Spreadings zwischen Grönland und den Färöer Inseln begann sich im Paläozän der

ｇ ｲ ￶ ｮ ｬ ｡ ｮ ､ ｾ ｓ ｣ ｨ ｯ ｴ ｴ ｢ ｮ ､ RÜcken als Folge des

exzessiven Vulkanismus des isländischen l-fot Spots zu bilden. FÜr die Rekonstruktion der Subsidenzgeschiehte des GrÖnland-Schott-

ｬ ｡ ｮ ､ ｾ ｒ  ｣ ｫ ｣ ｮ führte Bott [1, 2.1 ein Modell fÜr

die thermische Subsidenz der ozeanischen Li- thosphäre nach ParS(}llS und Selatel' [3] ein.

Thiede und Eldholm [4.1 verwendeten ein ther- misches Absenkungsmodell fÜr aseismische

RÜcken nach Dctrick ct al. [5]. Weber [6] setz- te ein Airy-typisches isostatisches Modell zur Rekonstruktion der Absenkung des Schott- land-Grönland-Rückcns ein. Alle genannten

\\lissenschaftler kamen zu dem Schlug, daß sich der Grönland-Schonland-Rückcu mehr als1000moberhalb des Meeresspiegels gebil- det hat und im Eozän Teile des Grönlarid- Schottland-RÜckens begannen, unter den Meeresspiegel abzusinkcn. 'I'hicdc [7] und Thicdcund Eldholm[4]vertraten die Ansicht, daß der lsland-Fiiröcr-Rückcn bis ins Mittcl- miozän über dem Meeresspiegel lag.

Die

Subsielenz

des

Cronland-Schortland-

Rückens hat in derPalao-Ozeanographicdes Atlantischen Ozeans eine Schlüsselrollege- spielt, da sie den \X/assermassenaustausch zwischen dem nordatlantischen Ozean und dem GIN-Meer bestimmte. Man geht allge- mein davon aus, daß dichtes \X!asser aus dem GIN-Meer Über den Rucken floß, als der Crönlaud-Schonland-Rückcn unterhalb des Meeresspiegels

absank

und

abvssalc

südwärts fließende Ströme bildete. Diese Bodenströ- mungen führten zu Sedimenterosion und Ab- lagerung von Sedimcnt-Driftkorpern. Sedi- ment-

Driftkörper

sind

langliehe.

aus feinkör- nigem Sediment bestehende KÖrper, die durch Bodenwasserströmungen an bathymc- tri sehen Konturlinien abgelagert werden. Se- dimcnt-Driftkorpcr besitzen Mächtigkeiten von 200 bis 2000 m und erreichen Längen von mehr als1000 km.

Die Palaobathymctric des Grönland-Schort-

land-Rückens

wurde anhand der bei \\lold [8, 9J beschriebenen Methoden rekonstruiert.

Das Forschungsgebiet (Abbildung 1) war in ein F x 1° Längen-Breitengrad-Netz einge- teilt (Abbildung 2) und eine _{ｳ ｴ ｲ｡ ｴｩ ｧ ｲ ｡ｰ ｨ ｩｳ ｣ ｨ} lithologischc Säule ist fÜr jede Zelle kompi- liert worden. Die Daten zur Stratigraphie und der Lithologie jeder Gittersiiule entstammen den Berichten des Deep Sea Drilling Projects (DSDP), des Ocean Drilling Prograrns (ODP) und aus weiterführenden Literarur- quellen und den bearbeiteten seismischen Profilen (National Geophysical Data Center;

Boulder, Colorado).

2 Empfindlichkeit des

Rekonstruktionsmodelles auf Veränderungen des

Lithosphärcnalters

Das Computerprogramm [8, 9]rekonstruiert die Palaobarhymetric, basierend auf dem Input der thermischen Geschichte für jede Gitterzelle. Im einfachsten Fall wird die ther- mische Geschichte ausgehend vom Alter der Lithosphäre oder der Zeit des letzten großen Aufwännungsvorganges berechnet. Das Alter der seit dem Ende des Paläozäns gebildeten ozeanischen Lithosphäre kann für die 1^Q x 1^Q Gitterzellen (Abbildung 2) durch die magne- tischen Mecrcsbodcnlincationcn und die Mo- dellierung derPlatrcnrcktonik berechnetwer- den [8, 9]. Anhand von thermischen Subsi- dcnzkurvcn [3, 10J läßt sich ablesen, daß sich die

Subsielenz

der jungen Lithosphäre

am

schnellsten während der ersten 50 Mio. Jahre vollzieht.

Zur Untersuchung der thermischen Absc»- kung im Gebiet der Rockall Bank und Färöer Inseln werden zwei Modelle eingesetzt. Das erste Modell - hier Kreidenffing genannt - geht VOI1 einem älteren thermischen Alter der Lithosphäre im Rockall-Färöer-Gebier aus, da vermutet wird, daß Rifting oder kontinen- tale Dehnung im Rockall-Graben, Färöer- Shcrlaud-Kanal und nu Hatren-Rockall- Becken schon während der Kreidezeit auftrat [11]. Die jüngste Lithosphäre hat ihren Mit- telpunkt im Hauon-Rockall-Becken mit der ältesten oder kältesten Lithosphäre im Rock- all-Graben und dem Faröcr-Shcrland-Kanal.

Das zweite Modell - hierpaläo/.äne Auf7.uär- mung genannt - geht davon aus, dag das Rockall-Färöer-Cebierdurch eine fruhrertiä- re Vulkanismusepisode erhitzt wurde. Im zweiten Modell wurde das thermische Alter jeder Gitterzelle im ｒ ｯ ｣ ｫ ｡ ｬ ｬ Ｍ ｆ ￤ ｲ ￶ ･ ｲ ｾ ｇ ｣ ｢ ｩ ｣ auf 60 Mio. Jahre bestimmt. Das paläozäne Aufwärmungsmodcll wird von vielen ｜ ｜Ｏｩｳ senschaftlern bevorzugt, da der belegte _{ｷ･ ｩｴ} verbreitete Vulkanismus und die thermische VerjÜngung während des _{ｋ ｯ ｮ ｴ ｩ ｮ ･ ｮｴ ｡ ｬ ｡ ｢} bruchs im Oberpaläozän in diesem Modell berücksichtigt wird. Damals wurden groge

Dieｇ･ ｯｾ ｵｩｳ ｳ･ ｮｳ｣ ｨ ｡ ｦｴ･ｊＱ IJ.]ahrg. 1993/ Ny. 10-11

©Emst&Sohn, 10713Bahn,1993 0933-0704/93/10-1110-0353 S 5.00+.25/0

353

2

10'W O' 10'W

20'W 30'W

30'W

-6 .0 ·4.0 ·3 .5 ·3.0 ·2.5 ·2 .0 ·1.5 ·1 .0 ·0.5 0.0 Tie fe unter dem Meerespiegel (km)

·6.0 ·4.0 -3.5 ·3.0 -2.5 -2.0 -1.5 -1.0 ·0.5 0.0 Tiefe unter dem Meerespie gel (km)

Abb. 1. Das For schun gsgebiet am G r ön- land-Scho ttland-Rücken . Die Kar te wurde mit dem D at enmaterial von ETO PO -5 [31]

unter Ver wendung vo n 10 x 10 Minuten- Durch schnittshöhen erstellt. Als Refer en z- punkt werden die bathym et ri sch en Kon- tu rlini en in 250-m-Interv allen und h euti- gen Kü st enlinien ang egeben. Di e im Text gen annten geogra ph ische n Me r kma le sin d:

O S=Dänem ark st raße, FB=Fä röe r-Bank, FBK

=

Fä röer-Ba n k-Ka na l, FD

=

Feni- Drift, FI=Färöer-Sche lf und In seln , FSK= Fä röe r-S he tla n d-Kana l, G IN =Grönland- Island-N or wegisch es Meer, GRN = Gr ön - land, H AT=Hatton -Ba n k, IFR = Island- Fä röe r-Rücken, IR

=

Ir land, ISL

=

Island,

N ATL =Norda tla n t ischer Ozean, RCK = Rockall-Ban k, RP=Rockall-Pl at eau , RG= Rockall-Graben , SC

=

Scho ttla n d, SI

=

She tla n d Ins eln und WT R = Wyville- Thc m pson-Rüc ken.

Abb. 2. Oie 1⁰ x 1⁰ weiße n G itter, ve rw en - det zu r Aufste llung des D atenmateri als.

O ie Kart e wurde mi t Hö he n daten de r 1⁰ x 1⁰ Gitter ers tellt. Die Lage der P ro file in den Ab bild unge n 3 bis 4 ist mi t roten Pun k- ten da rges te llt. Als Refer en zpunkt werden die bat hy met r ischen Kontu rlinien in 250- m-In ter vallen und d ie heutigen Küsten - linien angegeben.

Mengen _{ｌ ｡ ｾ} entlang der konj ugierten Rä n- der Grönlands und Euro pas un d im Roc kall- Färöer-Gebiet ausgeworfen [12, 13, 14].

Das von einer paläo zänen Aufwärmung der Litho sph äre ausgehende Mode ll weist we- sentlich größe re topograph ische Unterschie- de als das Kr eideriftin gmod ell auf. An hand der Profile und paläob ath ym etrischen Re- konstruktio nen (Ab bildu ngen 3 bis 6) ist er- sichtlich, daß das Mod ell äuße rst empfindlich auf das Alter der Lithosph äre reagiert. WÜr- den keine weiteren Hinweise vor liegen, wäre es schwierig zu entsche ide n, welche dieser Rekon struk tionen die wah rscheinlichste ist.

3 Die Paläobath ym etrie des Grönland-Schottl and-R ückens

Rekonstruierte Profile en tlang des Grö nland - Schot tland-R ückens fü r das Kreiderifting- und paläozäne Aufwärmungs modell basieren auf Datenm aterial, das aus dem 1⁰ x 1⁰Gitter- netz (Ab bildung 2) zusa mmengetragen wur- de. D ie heut ige Schwellen tiefe durch die Dä - nernarkstraße und über die Island-Fär öer- Segmente des Rü ckens werden kor rekt wiedergegeben. Da d er Faröe r-Shet land- Ka-

354 Die Geo wissenschaften / 11.[abrg. 1993/ Nr. 10-11

3 4 Kreiderifli ng paläozäne

Kreiderifting paläozäne

Alt er Aufwä rm ung Alte r Aufwärmung

(Ma) os ^IFR FSK OS IFR FSK (Ma) os ^IFR FSK OS IFR FSK

38

I ^{' V"I} I _.00

¹⁸

19 _ｾ ｉ ｾ ｾ ｉ

_u

36

I !PI I

¹⁶

ｉ ｾ '<:;;' '<9 1 1'9 "Q" ｾ ｉ

I ^{'" f\?1}

^{h J}

,I _{ｉ ｾ ｾ ｉ ｾ ｾ Ｇ ｉ}

34 14

u _Mlo

I

^\i\J

^1\91

^\i\J

^{' I ｉ ｾ} '<:,/QV] ｉ ｾ ｾ ｜ Ｑ

32 12

I ^{vq 'VI vq} ,I

^Oll

rv ｾ ｉ ｾ ｾ ｜ Ｑ

30 10

I ^{<q •}

^{'171 'i'ij}

^• ,I _{R ｾ} R ^{ｾ ｉ}

28 8 ₀

ｉ ｾ

^<J

V1 ^'«;i

^<J

V

0

I ^R ｾ R _ｾ

26 6

1'9 q:1 ^':;j q

11 1 _R 9Vl R _ｾ

24 4

Pli

ｉ ｾ "'0/:1 _{ｉ ｾ} ^{"'2J \/ 1} _R VVJ F '?V1

22 2

MI.

ｉ ｾ ｾ ｉ ｾ ""5' •

\/ 1 of! ^{ｾ ｾ ｉ} _R ^{Ｇ ｾ ｾ ｉ a}

20

900 750 600 450 300 150

Tiefe un ter Meeresspi egel (m)

o

^{900 750 600 450 300 150}

Ti efe unter dem Meeresspiegel (m)

o

nal jedoch sehr schmal ist, wird seine Tiefen- lage um 100 m flacher wiedergegeben als sie tatsächlich ist (Vergleich von Abbildung 1 und 2). Die rekonstru ierten Pro file (Abbil- dungen 3 und 4) sind gegen den zeitveränder- lichen Meeresspiegel kart iert worden, der für die paiaobathymetrische Rekonstruktionen (Abbildungen 5 und 6) benutz t wird.

He ute treten die auffallenden Überläufe nur an Passagen mit einer Mindesttiefe von etwa 350m auf. Da sich Ü berlaufwasser massen im GIN-Meer oberhalb der Pycnocline mit einer D urchschnittswassertiefe von 300-350 m bil- den [15, 16], muß davon ausgegangen werden, daß ein Strom dichten Tiefenwassers aus dem G IN-Meer eine Schwellemiefe von minde- stens 300 m benötigen würde. Basierend auf dieser Annahme können wir die von den Mo- dellen prognostizierten Zeiten ermitteln, in denen Tiefenwassermassen aus dem GI N - Meer in den N ordat lantik geflossen sein könnten. Es sei noch einmal darauf hingewie- sen, daß der Färöer-Bank-Kanal und der Wyville-Tho mpso n-RÜcken aufgrund ihrer

Die Geowissenschaften /11.}ahrg.1993/Nr. 10-11

Abb. 3. Bat hymetri sche Profile entlang des Grön land -Schottland-Rückens, die m it Hilfe des Kreideriftin g- und des paläoz änen Aufwärmungsmod elles berechnet wurden.

Die Lage der Profile ist in Abbildu ng 2 an - gegeben und erstreckt sich entlang der

D ä-

ncmarkstraße (OS), des Island-F är öer- Rückens (IFR) und des

Far öer-Shet land-

Kana ls (FSK). D ie Bath ymetrie wurde, wie bei Wold beschr ieben [8, 9], für die Zeit von vo r 38 Mio. Jah ren bis vor 20 Mio. Jahren rekon struiert. Die zur Rekonstruktion an - gewandte Zeitsk ala [32] ist ebenfa lls abge - bildet.

Abb. 4. Bath ymet rische Profile entlang des Gr önland-Schottland-Rücken s, die mit Hilfe des Kreiderifting- und pa läozänen Auf wär mungsmode lls berechnet wurden.

Die Lage der Profile ist in Abb ildu n g 2 an- gegeben und erstreckt sich en tlang der Dä - nemarkstraße (OS), des Islan d-Fär öer- Rückens (IFR ) und des Färöer-Sherland - Kanals (FSK). Die Bathymetrie wurde, wie bei Wold beschrieben [8, 9], für die Zeit von vor 18 Mio. J ahren bis zur Gegenwart re- kon struiert. Die zur Rekons truktion enge - wandte Zeitskala [32] ist abgeb ildet.

355

5 6

Gr önland Island

0 ｾ ｯ

E _ _ｾ

_Ｂ［

ｾ

.

-

"

",

ｾ "

Ｇ

ｾ Ｇ ｾ Ｇ", .

'" .

:I:0; :I: 0;

Grön land

ｾ ｯｅ ｾ

ｾ Ｎ

ｾ ｎ

" .

ｾ Ｇ^{", .} :I: 0;

ｾ Ｎ Ｍ Ｍ Ｍ

.• ^-

^ｾ

• . ^_- ...

·3.5 ·3.0 ·2.5 ·2.0 -1.5 -1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0 Höhe (km)

-3.5 -3.0 -2.5 -2.0 -1.5 -1.0 -0.5 0.0 0.5 1.0 Höhe (km)

Abb. 5. Die Er heb unge n auf Grönl and und öst lich des Rockall-Grabens und der Shet - land-Inseln in den heiden Rekon struktio- nen liegen außerha lb des Gebietes mit be- legten Daten und sollte n unberücksichtigt bleiben. Oran gefarb ene Gebiet e inner halb des rekonstruier ten Gebietes wurden so modelliert, daß sie zu r damaligen Zeit auf od er ober ha lb des Meeresspiegels lagen. Die oben darg estellte Rekon struktion gilt auch na ch dem pal äozänen Aufwärmungsm o- deli fü r das Unteroligo zän (vo r 36 Mio.

Jah ren ), als der Meeresspiegel 60 m höh er als heute lag. D ie unten dargestellte Reko n- struktion ist auch nac h dem Kreiderift ing- mod ell für das U nteroligozän (vo r 36 Mio.

J ah ren) gültig.

Abb . 6. In beiden Rekon struktionen liegen die Er hebungen G rönlan ds und östlich des Rockall-Grabens und der Shetland-Inseln außer ha lb des Ge bietes mit belegten Daten und sollte n unb erücksichti gt bleiben . Oran gefarb ene Gebiete inn erhalb des re- kon struierten Gebietes lagen ober halb des damaligen Meeresspiegels. Die oben darge- ste llte Rekon struktion gilt auch nach dem Kreideriftingm odell und rekonstruiert für das Mitteloligozän (vor 30 Mio. J ah ren), als der Meeresspiegel 14 m höher als heute lag.

D ie unten darge stellte Reko nstruktion ist n ach dem Kreideriftingmodell fü r das Oberol igozän (vor 25 Mio. J ah ren) g ültig, als der Meeresspiegel etwa 34 m höher als heu te lag.

Enge in der 1⁰x 1⁰Giuerlös ung nicht zerleg- bar waren. Wir wissen jedoch, daß der Färöer-Bank -Kanal mindestens 350 m und der Wyville-Thomp son-Rücken mindestens 150 m tiefer sind, als dies in Abbildung 2 dar- gestellt ist.

D ie mit den beiden thermischen Modellen berechneten Profile zeigen (Abbildungen 3 und 4), daß die Dänemarkstr aße im U nteroli- gozän sehr schmal war und eine Tiefe von weniger als 100 m besaß. Vor circa 28 Mio . Jahren senkte sie sich unter die 300-m - Schwelle und hat sich seit 14Mio.Jahren von einer Tiefe von 900 m auf ihre heutige Tiefe von 500 m verflacht. Bis vor 28 Mio. Jahren lag der Island -Faroer-Rücken in beiden Mo- dellen noch oberha lb des Meeresspiegels, ver- tiefte sich fortlaufend und erreichte vor 20 Mio. Jahren eine Tiefenlage von 300 m. Er hat seine maximale Tiefenlage währen d des Plio- zäns erreicht. H eute scheint der Par öer-Shet- land-Kanal 600 m tief zu liegen (Abbildung

356 Die Geowissenschaften/ 11.]ahrg. 1993/ Nr. 10-11

4). Aufgrund der eingeschränkten Daten kann dieser schmale Kanal nicht ausreichend auf- gelöst werden. Im Kreideriftingmodelliag der Färöcr-Shctlnnd-Kanal bis vor 38 Mio.jahrcn über dem Meeresspiegel. Im Früholigozän weisen die Gitterzellen eine Tiefenlage von circa 250 m auf. Hieraus läßt sich schließen, daß für die Tiefenlagen des Färöer-Bank-Ka- nals 500 m und des \X!yville-Thompson- Rückens 300 m Tiefe angegeben werden kön- nen. DerParöcr-Shctland-Kanalerreichte die 300-m-Schwelle vor ungefähr 24 Mio. Jahren (Abbildung 3).

\X!elln man 350 m zur Tiefe des Färöer-Bank- Kanals und 150 m zur Tiefe des Wyville- Thompson-Riickcns addiert, um sich den be- legten Tiefen anzunähern, erhält man Tiefen- lagen von 650 bzw. 450 m.

Das palaozane Aufwärmungsmodell liefert für das erwärmte Gebiet ein anderes Bild, Die Gincrzcllen, die den Färöer-Bank-Kanal und WyvilJe-Thompson-Rücken enthalten (Ab- bildung 5), lagen im Früholigozän über dem Meeresspiegel. Dies läßt darauf schließen, daß kein Überlauf dichter \X!assermassen aus dem GIN-Becken möglich war. Der Paröer-Shct- land-Kanal erreichte eine Tiefenlage von 300

111bei 22 Mio. Jahren (Abbildung 3). Nach dem palaozanen Aufwärmungsmodell für das Unteroligozän hätte das Rockall-Plateau eine Flachwasscrticfenlage, die Rockall-Bank läge sogar über dem Meeresspiegel (Abbildung 5).

4 Diskussion

Die Rekonstruktionen entlang des Grönland- Schottland-Rückens) die auf dem palaozancn Aufwännungsmodcll für das Obereozän/

Unteroligozän basieren (Abbildungen 3 und 5), weisen auf Subacrcalbcdingungcn entlang des gesamten Island-Schortland-Rückens hin.

Darum ist es nach diesem Modell unwahr- scheinlich, daß das GIN-Meer für den Nord- atlantik vor dem Unteroligozän eine Tiefen- wasserquelle darstellte. Die Rekonstruktion des Kreideriftingmodells (Abbildungen 3 und 5) zeigt jedoch, daß kurzfristige Austausch- vorgänge zwischen dem GIN-Meer und dem Paröcr-Shctlund- Kanal stattgefunden haben könnten. Die Schwellenriefen entlang des Is- land-Schotrland-Rückens waren bis zur Zeit der Oligozän-/Miozängrenze (Abbildung 3)

7.1.1 schmal, um Austauschvorgänge des Tie-

fenwassers aus dem GIN-Meer zu erlauben.

Shor und Poore [17] schlossen basierend auf Ergebnissen der DSDP-Sites 336 und 352, daß das NSOW (Norwcgian Sca Overflow

Die Geounssenscbejten /1J.jahrg. 1993/ N1". 10···11

\"X1ater) nicht vor Ende des Mitteloligozäns in den östlichen Nordatlantik eindrang. Weiter- hin nahmen sie an) daß der Island-Faröcr- Rücken vor 30 Mio. Jahren oberhalb des Meeresspiegels lag, so daß das Tiefenwasser nicht vor dem Oberoligozän (25 Mio.) über den

Island-Paröcr-Rüclcen

geflossen sein konnte. Diese Annahmen werden von beiden Rekonstruktionsmodellen gestützt, die zei- gen, daß die Schwellen tiefe entlang des Island-Parocr-Rückens erst im Untermiozän unter die 300-m-Grenze absank.

Das Auftreten von Sediment-Driftkörpern stellt eine Hauptquelle der verfügbaren Infor- mationen dar, die den prä-plcisrozäucnTic- Ionwasser-Austausch des Grönland-Schott- land-Rückens [17] und die Bodenwasserair- kulationsmuster im Nordatlantik betreffen.

Eine Sedimentquelle und starke Boden- und Tiefenwasserströmungen sind die Vorausset- zung für Sediment-

Driftkörperbildung.

Ero- sionen an Land oder in Flachwassergebieten oder durch Bodenströmungen ausgelöste Tiefsee- Erosionen können die Sedimentver- sorgung ermöglicht haben. Starke Bodenwas- serströmungen benötigen als Energiequelle den Gradienten dichterer Wassernussen. Zum Entstehen von Bodenwasserströmungen muß sich dichtes Wasser in einer ausreichend großen Menge gebildet haben) und ein Dich- regradienr muß hinreichend ausgebildet sein, um nach Vermischung mit weniger dichten Wassermassen in den mittleren Tiefenlagen den Tiefseeboden zu erreichen [18]. Die Was- sermassen können durch Abkiihlung, durch einen erhöhten Salzgehalt aufgrund von Eis- bildung, durch erhöhte Verdunstung oder durch einen hohen Schwebstoffanteil unge- wöhnlich hohe Dichtewerte annehmen.

Die dichten \X!assermassen, die heute in südli- cher Richtung über den Grönland-Schou- [and-Rücken fließen) sind relativ kälter und salzreicher. Sie verdanken ihren Ursprung dem relativ hohen Salzgehalt, den über den Island-Schonland-Rückcn in das GIN-Meer fließenden Nordatlantikwassermassen und dem verhältnismäßig kalten Klima des GIN- Meeres. Hier werden die Wassennassen ab- gekühlt,es bildet sich Meereis, und die Scli- nität wird leicht erhöht. Diese Bedingungen lagen nicht während der gesamten Geschichte des GIN-Meeres vor, sondern sind Folge des mcrid i⁰nal en Tempe raturgrad ientcn -Ansriegs während des späten Känozoikums [19].

Auf der Westseite des Rockall-Grabens gibt es eine große Sedimentdrift. die Pcni-Drift

(siehe Abbildung 1). Sie begann, im Obereo- zän/Unteroligozän Sedimentmassen zu akku- mulieren [20]. Das erodierte Sediment, das die Perti-Drift bildete) kann von den umliegen- den Kontinentalschelfs stammen, Miller und Tueholke [21] vermuteten, daß aus einer Tief- wasserquelle in der Arktis kaltes dichtes Was- ser in das GIN-Meer floß. In ihrem Modell gingen sie davon aus, daß arktisches Wasser über den Island-Schottland-Rücken ausge- tauscht werden mußte und damit die Bildung der Feni-Drift bewirkte. Es wäre eine ausrei- chend breite Verbindung der Zwischentiefen notwendig gewesen, um genügend Tiefsee- wassermassen aus der» Arktischen Becken in das GIN-Meer-Becken einfließen zu lassen.

Die plattentektonischen Rekonstruktionen von Lawvcr er al. [22] beweisen jedoch, daß es zwischen dem Arktischen Ozean und dem GIN-Meer keine Tiefwasserverbindung frü- her als vor 7,5 bis 5 Mio. Jahren gab.

Es wäre aber auch denkbar, daß die Pcni- Drift mit einer frühen Produktion von ant- arktischem Bodenwasser zusammenfällt) bei der die plötzliche Abkühlung an der Eozän- /Oligozängrenze, die durch stabile Sauerstoff- isotope an der Eozän-/Oligozängrenze do- kumentiert wird [23, 24) 25, 26]) ein Antriebs- mechanismus wäre, Es ist allerdings nur schwer vorstellbar, daß die Bodenwasserpro- duktion an einer so weit entfernten Stelle der- artige spezielle Auswirkungen gehabt hätte und die Bildung einzelner Sediment-Drift- körper am anderen Ende des Atlantik be- wirkt haben soll. Eine andere Möglichkeit be- steht darin, daß es in den letzten Beckenberei- chen der Tethys eine oligozäne Quelle von dichten Wassermassen gab, ähnlich denen des Unter- und Mittelmiozäns [27]. Diese Quelle läge geographisch ebenfalls weit entfernt von der Fcni-Drift.

Die Existenz einer örtlichen Quelle für dichte Wassennassenware eine andere Erklärungs- möglichkeit. Eine lokale Quelle hätte jedoch nicht ausreichend kalte, aber durchaus hinrei- chend salinc Wassermassen produzieren kön- nen, wenn großräumige Teile des Rockall- Plateaus eine flache Tiefenlage gehabt hätten.

Sie könnte mittels einer hohen Verdunstungs- rate der Oberflachcnwasscrmasscneinen An- stieg der Salinität verursacht haben. Mit Hilfe der palaobarhymerrischcn Rekonstruktion für das Unteroligozän (Abbildung 5) kann diese Möglichkeit näher untersucht werden.

Im Krcideriftingmodell ist die Lage des Päröcr-Shcrland-Kanals bedeutend tiefer als die der Dänemarkstraße angegeben. Im

357

palaozfincn Aufwärmungsmodell lag der Paröcr-Shctland-KanalÜber dem Meeresspie- gel und war flacher (Abbildungen 3 und 5).

Die Möglichkeit, daß die Fcni-Drift durch wärmere, saJzhaltigcrc und damit dichte Über das Rockall-Plateau fließende \Xlassennassen verursacht wurde, wird durch das paiaoz.anc Aufwännungsmodell gestützt, da in diesem Modell das Rockall-Plateau als großes, fla- chesGebierausgewiesen wird (Abbildung5).

Klimatologisch ist bekannt, daß im Rheintal- graben

wahrend

des Oligozäns eine extreme Trockenheit herrschte, die ihren Höhepunkt mit der Ablagerung von Kalisalzen erreichte;

jedoch könnte dies aufgrund des kontinenta- len Rittmilieus eine nur lokale Auswirkung gehabt haben [28]. Es kam im Unteroligozän zu einer allgemeinen Abkiihlung in mittleren undhohenBreitengraden [29].

Eine weitere Erklärungsmöglichkeit

warc

^die

Produktion von dichten \X/assermassell durch Eisbildungim GIN-Meer oder auf dem brei- ten Schelf zwischen den Färöer- und Shct- land-Inseln. Diese Möglichkeit wird durch das Kreideriftingmodell unterstützt (Abbil- dung 5). Basierend auf dieser Annahme strömten dichtere \X/assermassen nach SÜden Über den damaligen \X/)'ville-Thompson- RÜcken. Die \X!assermassen mußten dann in den Rockall-Gmben eingeflossen sein und könnten somit diePeni-Driftgebildet haben.

5 Zusammenfassung und Ergebnisse

Obwohl viele Geologen die Vorstellung der extensiven Aufwärmung des Rockall-Färöer- Gebietes während des Paläozäns bcfürwor- tcn,wird hier das KreideriftingmodelJ favori- siert, da es weitaus besser die geologische Da- tenbge erklärt. Der Beginn der Feni-Drift im Umeroligozän kann das Resultat arktischer '1'ief- oder Zwischenwassermassen gewesen sein, die durch den Färöer-Shetland-Kanal über den Wyville-Thompson-R_Ücken in den Roc1"<lll-Graben flossen, Es gab jedoch, wie oben erönen, bis zum Spätmiozän keine Tief- seeverbindung z\vischen dem GIN-Meer und dem Arktischen Meer.

Nach der Kreide trat im Späteozän zum er- sten Mal ein Oberflächenwasseraustausch Über den GrÖnland-Schottland-RÜcken auf (Abbildungen 3, 4 und 6). Der GrÖnland- Schottland-RÜcken war nicht

tief

genug, um einen Austausch von dichten \X/assermassen aus dem GIN-Meer vor dem Oberoligo-

358

zän/Unrcrmioz.in (30 bis 2S Mio. Jahre) zu erlauben (Abbildung 6). Die Resultate lassen zwei Hauptschlusse zu, um die Bildung der Fcni-Drifr im Obereozan/Unreroligozan er- klären zu können:

(1) Dichte \X/assermassen im GIN-Meer oder auch auf dem breiten, flachen Kontinental- schelfimGebiet des Pfiröcr-Sherland-Kanals sind durch Eisbildung und nicht im Arkti- schen Ozean gebildet worden.

(2) Dichte, warnie und salzhahigc \X/asser- massen wurden durch vom Rockall-Plateau fließende \V'assermassen ausgelöst. Unter der Voraussetzung, daß das Klima ausreichend arid war, können die extensiven, flachen Ge- biete auf dem Rockall-Plateau die mögliche Quelle

für

dichte \XJassermassen gewesen sein.

Danksagung

Wir danken jorn 'I'hicdcfür die anregenden Gespräche und Frau C.Hoffmann und Frau

O.

Runze

für

ihre

Hilfe

bei der Übersetzung des Textes. Alle Abbildungen sind mit Hilfe des Programmes GMT [30J dargestellt. Die vorliegende Arbeit wurde durch die Deutsche Forschungsgemeinschafr (DU 129/5-1-3) unterstutzt.

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Prof. Dr. William W. Ha)', CIRES, Depart- ment of Geology, U niversiry of Colorado, Campus Box 216, Bouldcr, CO, 80309, USA.

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