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.

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!