Norges paleiske overflate

Skålatårnet 1848 m oh

Ved Kvitlenova, 1898 m oh nær Stryn sommerskisenter. Utsikt sørvestover, i retning Skålatårnet.

 

Hallingskarvet sett fra sørøst. Toppflaten ligger omlag 1800 m oh

Et karakteristisk trekk ved de norske fjellene er at mange topp-områder har et svært rolig relieff. Etter en bratt og kanskje strevsom tur til topps, for eksempel opp fastlands-Norges lengste motbakke til Skålatårnet i Loen, kommer vi typisk opp på en flate. Et annet fabelaktig eksempel er Hallingskarvet; toppflaten her har små høydeforskjeller. Dette landskapstrekket er en del av hva vi i mer enn ett hundre år har kalt Norges paleiske overflate, dvs Norges gamle overflate, etter at det først ble beskrevet av den norske geologen Hans Reusch. Tolkningen til Reusch var at dette landskapet tidligere hadde vært tært ned til et slettelandskap nær havnivå – et såkalt peneplan – og så senere hevet opp. Denne tankegangen var sterkt påvirket av den amerikanske geografen William Morris Davis, og hans tanker om en erosjonssyklus. I dag mener noen forskere at vi har flere slike overflater, som hver svarer til et peneplan, og at dette paleiske (gamle) landskapet har blitt utformet tidlig i Paleogen tid – noen ti-talls millioner år tilbake.

Men denne tankegangen har nylig blitt utfordret. Kan det heller ha vært slik at dette landskapet har blitt dannet at i løpet av de siste 5-10 millioner år, spesielt gjennom Kvartær tid, da klimaet har vært kaldt men framfor alt variert mellom istider og mellomistider. Et slik resultat har man kommet fram til ved å forsøke og modellere landskapsutviklingen. Disse forskerne mener at ikke bare er disse flatene i stor høyde over havet dannet ved en kombinasjon av bre-erosjon og frostjordsprosesser, men at denne erosjonen også er en stor del av årsaken til at vi har høye fjell i Norge. Tankegangen er at jo større erosjonen er, jo raskere vil landhevingen foregå.

Et sentralt punkt ved denne hypotesen er at landskapet ‘glattes ut’ av en såkalt diffusiv prosess – som følge av produksjon av løsmateriale ved hjelp av frostforvitring, og transport av dette løsmaterialet ved sig.

Denne sigeprosessen kalles solifluksjon. Interessant nok svarer den bevegelsen av løsmateriale vi kan måle kan måle i solifluksjon, både ved direkte målinger og indirekte ved å se på volumet av solifluksjonslober, temmelig nøyaktig til de verdiene en kommer fram til når landskapsutviklingen modelleres. Det er også svært vanlig å se landformer knyttet til sigebevegelse, slik som sorterte striper og ulike former for solifluksjonslober, i blokkmarka som ofte ligger på toppen av det paleiske landskapet. Dette viser at blokkmarka er i bevegelse, og det gjør det vanskelig å akseptere oppfatningen om at blokkmarka er en gammel forvitringsrest knyttet til et varmt klima før istidene (http://www.geo365.no/nordryggen/fjellenes-oppsprukne-gulv/). Det er i det hele tatt vanskelig å tenke seg at et løsmaterialdekke har blitt bevart i toppområder gjennom mange millioner år; her vil både overflatevasking ved nedbør, vind og massebevegeleser virke som eroderende prosesser. I tillegg har disse områdene vært dekket gjentatte ganger av isbreer, men breene kan ha vært fastfrosset til underlaget og dermed hatt en bevarende effekt på landskapet under.

Kombinasjonen av glasial erosjon i lavere områder og frostforvitring og sigeprosesser i høyere områder vil teoretisk gi en terrengoverflate med konvekse overflater og brattere og brattere dalsider. Morsomt nok er det en vanlig form i fjellområdene våre, men vi har ikke undersøkt dette systematisk nok til å si at landskapet statistisk sett svarer til en slik form.

Heidalsmuen. Sigeformer i blokkmark, og parabelform på overflaten i samsvar med teoretiske modeller for utvikling av landskap ved sigeprosesser.

Fjellryggen nord for Veslvonlægeret, med parabelform på overflaten på den sørlige dalsiden. Sigeformer er her utviklet i hva som er tolket som tykt morenedekke. I de flate toppområdene er det sorterte sirkler og polygoner, som går over i striper i litt mer hellende terreng og videre til store tepper av solifluksjon. Høyden av lobefrontene i solifluksjonsformene øker nedover dalsiden, men avtar igjen i den konkave foten av skråningen. Denne lokaliteten er lett tilgjengelig ved seterveien gjennom den flotte Vinstradalen sørøst for Oppdal.

Sete

Et sete er en strandlinje dannet i en bredemt sjø. ‘Sete’ er det lokale navnet i Østerdalen og Gudbrandsdalen på denne landformen. Kjører en i de øvre delene av disse dalene er setene godt synlige som horisontale linjer høyt oppe i dalsidene, på bildet over ser en setet som en horisontal hvit stripe langs hele høyre side av dalen. Mange steder kan de se ut som om det er anlagt en vei i dalsiden, og noen steder er det faktisk det en har gjort også: setene er mange steder titalls meter brede og har vært en egnet ferdselsåre lenge før veier var påtenkt.

Seter kan dannes der en har bredemte sjøer i landskapet i dag, men i Norge er de spesielt viktige når en skal forstå hvordan innlandsisen smeltet ned i innlandet i Norge. Den gangen (for noe over 10 000 år siden) var situasjonen av de høyeste områdene på innlandsisen (isskillet) over Sør-Norge lå sør-øst for hovedvannskillet. Smeltevann ble det mye av når den enorme isbreen virkelig tok til å smelte ned. Vannet på nordsiden av isskillet rant selvsagt nordover, men siden terrenget der var høyere ble det demmet opp små og store sjøer mellom isen og lavere punkter på vannskillet der vannet kunne renne over, og videre nordover mot de store elvene der. Slike sjøer kaller vi bredemte sjøer. Så lenge breen var stor og sjøene små var høyden på sjøene kontrollert av utløpspunktet, og i dette nivået ble setene dannet. Ved å kartlegge høyden på setene og deres utbredelse får vi derfor informasjon om hvor store disse bredemte sjøene var.

Spesielt viktige var de store sjøene som sent i isavsmeltingen ble dannet i de store dalførene. I Gudbrandsdalen lå ‘Store Dølasjø’ som hadde utløp over Lesjaskogvannet og videre mot Romsdalen. I sør kan den på sitt største ha strukket seg ned mot Vinstra. I Østerdalen (Glåmdalen og Rendalen) var det flere sjøer, men det to siste (og største) kalles henholdsvis Øvre og Nedre Glåmsjø. Øvre Glåmsjø hadde utløp over Kvikneskogen mot Orkla, i et nivå på omtrent 700 m o.h., og denne sjøen finner vi spor av et stykke sør for Alvdal. På dette tidspunktet var det tydeligvis is som demte vannet både sørover i Glåmdalen og i nord ved Røros, fordi passasjen mot Gaula nord for Røros ved Rugeldalen var sperret. På et tidspunkt ble så Øvre Glåmsjø tappet nordover mot Røros og Gauldalen, og Nedre Glåmsjø tok over. Denne sjøen hadde da sitt utløp over Rugeldalen i et nivå på ca 665 m o.h. Setenivået til Nedre Glåmsjø er svært utstrakt, og denne sjøen dekket flere dalfører: Glåmdalen ned til Atna, Tylldalen og Rendalen ned til Mistra. Disse delene av sjøen var koblet sammen i noen få punkter, slik som over Barkaldkjølen mellom Glåmdalen og Tylldalen, og over Brydalen mellom Glåmdalen nord for Tynset og Rendalen.

Skyggemodellen over viser sete i Nedre Glåmsjøs nivå ved Atnglupen i Glåmdalen. Bildet er hentet fra InnlandsGIS, og er basert på lidar-data. Dette er en av de sørligste lokalitetene hvor setene fra Nedre Glåmsjø kan finnes.

Rugeldalen er det laveste punktet på hovedvannskillet i dette området. Det førte til at ettersom innlandsisen ble mindre og mindre fantes det ikke lavere passpunkter som Nedre Glåmsjø kunne renne over. Sjøen ble dermed større og større i utstrekning, mens høyden fortsatt var kontrollert av overløpet mot Gaula ved Rugeldalen. Samtidig smeltet innlandsisen og ble lavere, og tilslutt klarte den ikke lenger å holde på plass vannmassene. Vannet ble da tappet under isen og sørover. En slik hendelse kalles et jökulhlaup eller en GLOF (Glacial lake outburst floods), og kan føre til plutselige og voldsomme flommer. Denne hendelsen (eller hendelsene; vi tror det kan ha skjedd flere ganger) førte til dannelsen av Jutulhogget. Etter dette fungerte Jutulhogget som et passpunkt i noe tid, og det er flere mindre og dårligere utviklede seter i Glåmdalen i nivået mellom 665 (Rugeldalen) og dagens passpunkt ved Jutulhogget (ca 510 m o.h.). Disse sjøene kalles Jutulhoggsjøene, og basert på setene tyder det på at den siste og laveste av disse sjøene strakte seg enda noen kilometer sør for Atna. Nye lidar-data slik som i skyggemodellen over, gjør det idag mulig å kartlegge disse setene med mye høyere nøyaktighet enn tidligere, men enda er ikke slike data tilgjengelig for hele det aktuelle området.

Steinbre

Steinbreer dannes i skråninger i permafrostområder der det er mye is i bakken og stor tilgang på løsmateriale. I permafrostområder har bakken en negativ temperatur året rundt, slik at det aller meste av vannet  er frosset til is. Bare et tynt overflatelag tiner om sommeren. Vanligvis utvikles steinbreer fra en talus (ur) under en bratt fjellvegg, fordi vann fra overflata fryser innimellom porene i talusen eller fordi snø/snøskred blir dekt av løsmateriale som etterhvert blir en del av permafrosten. Isen i bakken kan også stamme fra tidligere breer, for eksempel der iskjernemorener blir avsatt av breen i en skråning. Om bakken får et høyt nok innhold av is vil den begynne å sige, på samme måte som en isbre. Det er denne sigeprosessen som danner en steinbre.

Bildet over er fra nordspissen av Prins Karls Forland som ligger utenfor vestkysten av Spitsbergen. I området kalt Mosehjellen sørvest for Fuglehuken – det nordligste punktet på øya –  danner steinbreene et sammenhengende girlander under de flere hundre meter høye fjellveggene i bakkant. Steinbreene er siste ledd i et transportsystem for stein og grus som starter med steinsprang i fjellveggene, fortsetter med transport ved snøskred og flomskred ned markerte renner i fjellet og ut på taluskjegler som så går sømløst over i steinbreene. Frontene som er omlag 30 m høye. Steinbreene langs Mosehjellan er nummerert fra 1 til 23, på bildet sees steinbre 12 til venstre og steinbre 15 helt til høyre. Dette er de to største steinbreene i området (Berthling et al, Permafrost and Periglacial Processes 9, 1998).  Det meste av frontene viser at steinbreene beveger seg framover: de står i rasvinkel, mangler vegetasjon og bevegelsesmålinger viser at store steiner oppe på kanten aksellererer mot frontskråningen. Det spesielle her er at steinbreene siger ut over en strandflate som er så godt som flat. Allikevel er overflatebevegelsen på steinbreene 2-3 cm i året på steinbre 12 og 15. Den langsomme bevegelsen og de store volumene som er involvert tilsier at steinbreene på Prins Karls Forland har vært i kontinuerlig utvikling i minst ti tusen år. Steinbreen på Hiorthfjellet, som en har flott utsikt til fra Longyearbyen (sentralt i bildet under), beveger seg mye raskere – nærmere 10 cm/år. Dette skyldes sannsynligvis  at denne steinbreen ligger i en ganske bratt skråning.

Sigebevegelsen i steinbreene er avhengig av en rekke faktorer, der de viktigste er isinnhold og temperatur. Isen blir mye mykere ved høye temperaturer. I Alpene, der steinbreene mange steder inneholder is med en temperatur nær 0 grader Celsisus, har global oppvarming ført til at bevegelsen mange steder har aksellerert. Enkelte av disse beveger seg med hastigheter på mer enn  1 m pr år. På Svalbard er temperaturen ennå så lav at noen aksellererende bevegelse ikke er dokumentert. Et spesielt forhold ved steinbreene er at det meste av bevegelsen foregår i en såkalt skjærsone. Deformasjonen er altså spesielt stor i en ganske tynt lag som gjerne ligger rundt 20 meter nede i steinbreen. Dypere enn skjærsonen er bevegelsen knapt målbar, mens det også skjer deformasjon i den delen av steinbreen som er grunnere enn skjærsonen – om enn mye mindre. Hvorfor det dannes en skjærsone er ikke kjent.

På fastlandet i Norge finnes også aktive steinbreer, men de er ikke spesielt vanlige – selv om det er store områder med permafrost i norske fjell (i Sør-Norge er tommelfingelregelen at det er permafrost over 1450-1500 m i sentrale fjellstrøk). Et eksempel er steinbreen ved Storskrymten i Sunndalsfjella (bildet under, hentet fra norgei3d.no). Denne har en litt annen opprinnelse enn steinbreene nevnt fra Svalbard, og de fleste steinbreer i Norge har en opprinnelse om ligner på dette eksempelet. Her er det morener avsatt av isbreer som har isinnhold stort nok til at de kan begynne å sige uavhengig av dynamikken til breen bak. Slike morener kalles iskjernemorener, og er svært vanlige i permafrostmiljøer. Steinbreer har vært en svært omdiskutert landform, pga uenighet om klassifikasjon. Noen mener at steinbreer kan dannes fra isbreer som blir dekt av løsmateriale på overflaten, også utenfor permafrostmiljøer. Dette er det ikke mange som er enige i nå (se også Berthling 2013, Geomorphology). Derimot vil isen i steinbreer kunne ha svært forskjellig opprinnelse, også bre-is slik det antageligvis er tilfelle på bildet under. Det viktigste er at steinbreene utelukkende finnes i områder med permafrost. Slik kan fossile steinbreer fortelle oss noe om hvor permafrostgrensen kan ha gått tidligere, for eksempel mot slutten av siste istid da deler av landoverflata allerede var smeltet fram fra innlandsisen.

Rundsva

Rundsva er en landform erodert ut i fjell under en bre. Et rundsva har form som et egg som er kuttet i to både på langs og tvers (og ligger med den flate langsiden ned). Støtsiden, som vender mot breens bevegelsesretning, er glattskurt og har oftest skuringsstriper som viser breens glidning over og rundt en bergknaus. Lesiden er derimot ru, og bærer preg av at breen har plukket løs større steiner og tatt dem med seg. Bildet over er tatt i skjærgården i Telemark. Isen har kommet fra venstre i bildet.

Rundsva dannes under breer som beveger seg raskt. På støtsiden blir stein/grus/sand som ligger innefrosset i bresålen, presset mot fjellet med høyt trykk. Prosessen kalles ‘skuring’ og tilsvarer effekten av sandpapir på treverk. En annen prosess på støtsiden er at enkeltsteiner i bresålen kan bli presset på kant mot berggrunnen med så høyt trykk at fjellet sprekker eller mindre fliser blir slått løs. Dette skapersmå landformer som kalles henholdsvis parabelriss og sigdbrudd.

På lesiden derimot gjør breens bevegelse at isen ikke klarer å holde kontakten med underlaget. Det blir derfor dannet et hulrom langs bresålen, hvor trykket er lavere. De store trykkforskjellene mellom støtsiden og lesiden skaper igjen store forskjeller i belastningen som berggrunnen blir utsatt for, og dette bidrar til at fjellet sprekker opp. Dette kan få større stein til å løsne som igjen blir plukket opp av breen. Denne prosessen blir derfor betegnet som ‘plukking’.

Det fleste rundsva er gjerne mange meter til noen få titalls meter lange. Men også større fjellpartier kan bli omformet på lignende vis, med en klar støtside med skuring og leside med plukking.

Solifluksjon

Solifluksjon er en svært vanlig prosess i såkalte periglasiale miljøer, dvs i fjellområder og polare strøk hvor frostprosesser er viktige. Solifluksjon vil si at det øverste jordlaget siger nedover skråningene akkurat i den perioden hvor jorda tiner. I områder med sesongfrost skjer dette gjerne sen vår/tidlig sommer, mens det i områder med permafrost gjerne foregår noe senere på sesongen. Typisk beveger overflaten seg med 1-10 cm/år, men bevegelsen foregår altså i løpet av en kort periode. Dette siget skaper endel typiske landformer. Bildet over viser solifluksjonslober/tunger (kjært barn har mange navn), men solifluksjon kan også foregå i mer homogene tepper der det bare er fronten som viser landformen – som i bildet fra Svalbard under.

Denne sigebevegelsen skjer fordi isinnholdet i bakken ikke er jevnt fordelt i porene men er konsentrert i islinser. Islinsene dannes under fryseprosessen på høst/vinter når vann fra den ufrosne delen av jorda trekkes opp og inn i den delen av jorda som fryser. I overgangen mellom frossen og ufrossen jord skapes det et kraftig sug som trekker vann oppover. Dette ‘ekstra’ vannet kan fryse i islinser som presser jorda fra hverandre. Det er disse islinsene som forårsaker frostheving i jorda, og jorda kan heve seg mange centimetre i løpet av vinteren. Det er også denne ‘ekstra’ isen som skaper solifluksjon på våren.

Når bakken begynner å tine skjer dette gjerne ovenfra. Det betyr at vann som frigis når isen i bakken smelter, ikke kan renne nedover i jorda – den frosne jorda under hindrer dette. I det tiningen når ned til en islinse får vi derfor en situasjon hvor ganske mye vann kan frigis raskt, i alle fall om tiningen går fort. Derimot er det en grense for hvor raskt den tina delen av jorda kan slippe dette vannet opp mot overflaten. I grov jord er ikke dette noe problem, men der skapes gjerne ikke islinser heller. Men i mer finkornet jord – eller jord med en blanding av grov og fint materiale – vil passasjene mellom mineralkornene være små og bare tillate tilsvarende små vannmengder å slippe igjennom. Enkelt, brutalt og litt unøyaktig kan vi si at jorda da kan vannplane på vannet fra den tinede islinsa. Den geologiske betegnelsen på dette er at vi i en periode får et forhøyet porevannstrykk i en liten sone i jorda. Dette fører til at mineralpartiklene presses fra hverandre, friksjonen blir mindre, jorda blir svakere og vil deformerer under sin egen tyngde. I ekstreme tilfeller kan også en hurtig massebevegelse settes i gang, men i Norge skjer dette vanligvis bare i bratte skråninger, for eksempel i gamle skredsår ned mot elveløp, eller som følge av intens nedbør på delvis frossen bakke. I permafrostområder kan hurtig tining også skape skredutløsning – såkalte aktivt lag utglidning (active layer detachment slide er den internasjonale betegnelsen). Prosessen er da den samme som under solifluksjon, bare at smelteintensiteten er høy og at i overgangen mellom det aktive laget og permafrosten under er jorda spesielt isrik.

Bildet er fra Kapp Linné på Svalbard. I bunnen av skråningen foran personen på bildet ses et teppe av materiale som siger framover ganske enhetlig. ‘Kanten’ som krysser bildet fra venstre mot høyre er fronten på dette teppet.

Solifluksjon er en svært interessant prosess, fordi den virker over så store områder og alle år. Den kan derfor ha stor betydning for langsiktig landskapsutvikling, fordi den over tid har evnen til å flytte store mengder løsmateriale nedover skråningene – selv i svært slake skråninger slik vi ser over. Dette er et aspekt som ikke har vært mye undersøkt, men i forbindelse med den pågående diskusjonen omkring hvoran Norges fjell egentlig har blitt til og hva som styrer det storskala landskapet i fjellet (http://www.uib.no/geo/nyheter/2012/09/ny-kunnskap-om-formingen-av-det-skandinaviske-landskapet) har dette fått noe oppmerksomhet.

Forvitringslandskap vs. glasialt erosjonslandskap

Dette bildet er fra Larvikskysten mellom Ula og Kjerringvik, og ble morsomt nok brukt av TVNorges ‘Alt for Norge’ (semifinalen) inne i en animasjon. Berggrunnen er larvikitt som gir verdens beste svaberg. Og svabergene er jo et typisk produkt av glasial erosjon. På bildet ser vi både såkalte p-former (http://www.ngu.no/no/tm/Vare-tjenester/Spor-en-geolog/Geologisk-ordliste/#P) og fjellknauser som er omformet i retning rundsva (http://www.ngu.no/no/tm/Vare-tjenester/Spor-en-geolog/Geologisk-ordliste/#R). Når man går på svabergene kan en også glede seg over skuringsstriper og ulike bruddmerker, andre sikre spor etter glasial erosjon. Dermed skulle det være enkelt å kunne klassifisere hele dette landskapet som et glasial erosjonslandskap. Men så enkelt er det ikke.

Tar man en titt på det samme området sett fra luften, trer et helt annet bilde fram. Nå er det en serie med sprekkesystemer, i forskjellige retninger, som er det viktigste preget ved landskapet. Det ser altså ut til at den glasiale erosjonen bare har skrapt på overflaten og eventuelt også vært med på å avdekke et gammelt landskap. Dette gamle landskapet stammer fra den geologiske perioden Jura i jordas mellomtid, den gangen dinosaurene rådet grunnen, og skyldes dyp kjemisk forvitring slik vi i dag finner i varme og fuktige strøk. Fortsatt er de kjemiske forvitringsproduktene til stede noen steder; de skapte problemer da Oslofjordtunnelen ble bygd (en måtte fryse en sone med løsmateriale før tunnelen kunne drives gjennom) og den var også delaktig da taket i Hanekleivtunnelen på E18 raste sammen i 2006. Og i Sverige kan forvitringsmaterialet dannet i Jura observeres under bergarter fra Kritt (perioden etter Jura).

Dette er egentlig ganske overraskende. Akkurat dette området ligger jo ved Oslofjorden, der vi vet store ismasser ble fraktet ut da innlandsisene var på sitt største, og skuringen her ute samsvarer med en slik retning på isbevegelsen. Ute i Norskerenna er tegnene på glasial erosjon tydelige. Så hvorfor har ikke mer av landskapet langs kysten blitt omformet til et hovedsakelig glasialt landskap? Bildene jeg viser her er fra et område som lå utenfor breen under det siste klare breframrykket mot slutten av siste istid, i den perioden som kalles Yngre Dryas. På Telemarkskysten derimot var det meste av skjærgården innenfor Yngre Dryas. Og der viser landskapet en omforming som svarer til isbevegelsen under Yngre Dryas – mer fra vest mot øst siden isfronten da lå langs kysten, altså nesten vinkelrett på isbevegelsen dra breen var større. Bildet under illustrerer dette, bildet er tatt omtrent i retning sør. Under Yngre Dryas kom breen fra høyre i bildet og beveget seg mot venstre. Stedet bildet er tatt ligger bare et par kilometer innenfor raet ved Jomfruland, så her var brefronten nære. En kort periode som Yngre Dryas var altså i stand til å endre preget på fjelloverflaten, men allikevel har hele perioden med istider (kvartær tid) ikke vært nok til å omforme det gamle forvitringslandskapet fra Jura. Et paradoks! Det er godt vi ikke går tom for ting å tenke på!

Jutulhogget, Alvdal

Bildet er hentet fra http://www.norgei3d.no. Jutulhogget er et av Norges mest dramatiske og interessante naturfenomener. I tillegg er det svært lett tilgjengelig; med bil parkerer du nærmest på kanten av stupet på Jutulhoggets vestside – en avstikker på bare noen hundre meter fra RV3 gjennom Østerdalen. Jutulhogget er en opp mot 250 m dyp canyon som på det smaleste bare er litt over 100 m bred. http://no.wikipedia.org/wiki/Jutulhogget

Jutulhogget ble dannet som følge av en katastrofetapping av den såkalte Nedre Glåmsjø mot slutten av siste istid. Vannmengdene som flommet under isen sørover Rendalen er beregnet til 170 000 kubikkmeter pr sekund (Berthling & Sollid 1999, Norsk Geografisk Tidsskrift), mer vann enn det normalt renner i Amasonas. Nedre Glåmsjø var en bredemt sjø som strakte seg fra omlag Atna (i Glåmdalen) og Åkrestrømmen (i Rendalen) i sør der iskanten lå, og nordover begge disse dalførene. Før den ble tappet under isen hadde Nedre Glåmsjø utløp mot Gaula nord for Røros, og utstrakte strandlinjer (seter) høyt oppe i dalsidene i disse dalførene (ca 665 moh) viser hvordan denne sjøen lå i terrenget. I området ved Jutulhogget var åskammen som skiller Glåmdalen og Tylldalen så lav at vannet sto over. Dermed var vannet i de to dalførene forbundet, og da isen brast i Rendalen begynte vannet fra Glåmdalen å renne over åskammen mot Tylldalen og Rendalen. Denne forbindelsen var smal og virket nesten som en demning, slik at vannet i Glåmdalen ble hengende etter vannet i Tylldalen/Rendalen. Dermed ble det skapt en bratt vannoverflate over Jutulhogget, og vannhastigheten ble stor. Dette førte til at Jutulhogget ble gravd ut.

I forlengelsen av Jutulhoggets utløp i Tylldalen ligger store flomavsetninger med noen steiner av hus-størrelse. Disse steinene er ikke ført langs bunnen, de er skarpkantete og har ingen likhet med hvordan steiner fraktet av vann ellers ser ut. Steinene har vært løftet opp av en såkalt „kolk“ – en virvel dannet under vannet tilsvarende en tornado i luft (http://en.wikipedia.org/wiki/Kolk) – og fraktet kanskje et par kilometer. De største steinene ligger på toppen av avsetningen fordi vannføringen under en tapping øker dramatisk etter som vannet smelter en stadig større åpning gjennom isen men så avtar plutselig når innsjøen er tom eller tunnellen gjennom isen lukkes.

Selv om de grove trekkene ved dannelsen av Jutulhogget er kjent er det fortsatt detaljer det er uenighet om. Et viktig spørsmål er om Jutulhogget ble dannet i én hendelse, eller om bresjøen ble tappet og fylt opp igjen flere ganger. Formene rundt Jutulhogget tyder på flere tappinger. Det finnes blandt annet flere strandlinjer i høyder mellom Nedre Glåmsjøs nivå og dagens laveste utløp over Jutulhogget. Disse strandlinjene finnes bare i Glåmdalen og tyder på at vannet der har hatt faste utløp over Jutulhogget i kortere perioder inntil en ny katastrofetapping har senket utløpet ytterligere. Berthling & Sollid (1999) har en prinsippskisse for hvordan dette kan ha foregått. Flomavsetningene ut for Jutulhogget ligger også i flere tydelige høydenivåer, noe som også tyder på flere tappinger. Men sør for isen, der tappingsvannet førte til at nivået i „Romeriksfjorden“ ble hevet og store mengder slam ble avsatt, har en bare funnet spor etter én flom. Dette motsetningsforholdet gjør Jutulhogget bare enda mer spennende og interessant som forskningsobjekt.

Selv om dannelsen av Jutulhogget nok var en svært dramatisk hendelse, var tappingen av Nedre Glåmsjø en liten hendelse sett i forhold til tappingen av andre bredemte sjøer. Flommene fra Glacial Lake Missoula i det nordvestre USA for eksempel, hadde en vannføring på flere millioner kubikkmeter/sekund og omformet et enormt landskap http://en.wikipedia.org/wiki/Missoula_Floods.

Jutulhogget er også omtalt her: http://www.geoportalen.no/nasjonalarv/forslagene/jutulhogget1/