Geoteknikk 8256222093 [PDF]

Zitiervorschau

Olav R. Aarhaug

GEOTEKNIKK

ENKI

Bokmål

©NKI Forlaget 1992

1. utgave, 1. opplag 1992 Utgiver: NKI Forlaget, Hans Burums vei 30 Postboks 111, 1341 Bekkestua Tlf: Sentralbord 67 58 88 00 Ordrekontor 67 58 89 00

Illustrasjoner: Bjørn Norheim Omslagsbilde: Rissa-raset, 29.4.78. Foto: Olav R. Aarhaug Sats: PrePress as Printed in Norway by Tangen Grafisk 12921000 Godkjent til bruk i den videregående skolen for 5 ar av Kirke-, utdannings- og forskningsdepartementet 8. september 1992.

Det må ikke kopieres fra denne boka i strid med åndsverkloven og fotografiloven eller i strid med avtaler om kopiering inngått med KOPINOR, Interesseorgan for rettighetshavere til åndsverk. Kopiering i strid med lov eller avtaler kan medføre erstatningsansvar og inndrag­ ning, og kan straffes med bøter eller fengsel.

ISBN 82-562-2209-3

Forord

Hensikten med dette faget er å gi en innføring i praktisk geologi og geoteknikk.

Geologi er læren om jordas sammensetning og oppbygning, den historiske utviklingen den har gjennomgått, og de prosessene som har utformet den. Eksempler på geologiske problemstillinger er å kunne påpeke forskjellige løsmasseforekomster ut fra terreng­ formasjoner, forklare hvordan de er kommet dit, og si noe om kva­ litet og brukbarhet i forbindelse med byggeteknikk og anleggs­ arbeid. Geoteknikk er den delen av faget som omhandler jord i byggeteknisk henseende.

Behovet for stadig større utnyttelse av dårlig byggegrunn gjør at vi i stadig større grad trenger kunnskaper om jordas byggetekniske egenskaper. Dimensjonering av fundamentet til et byggverk, det vil si å beregne størrelsen på fundamentet med hensyn til bæreevne og fare for setninger, er et eksempel på praktisk bruk av geoteknikken. Andre eksempler er beregning av stabiliteten til naturlige skrånin­ ger og skjæringer og beregning av jordtrykket mot konstruksjoner i jord, for eksempel kjellermurer og andre støttekonstruksjoner. For å kunne foreta slike beregninger må vi ha kjennskap til jordartsforholdene på stedet. Det får vi ved å utføre feltundersøkelser og laboratorieundersøkelser av jordmaterialene. I tillegg må vi ha kjennskap til hvordan jorda oppfører seg rent mekanisk, og hvor­ dan den reagerer på forskjellige påkjenninger. Når du har gjennomgått kurset, skal du kunne delta i geologiske og geotekniske prosjekteringsarbeider og i diskusjoner omkring geo­ logiske og geotekniske problemstillinger hos konsulenter eller en­ treprenører. Det er klart at på et så kort kurs som dette kan du ikke lære alt om geologi og geoteknikk. Mange forhold og begreper blir bare så vidt nevnt, men vi håper at dette tenner lysten til å lese mer om temaene

i annen litteratur. Til tross for dette er omfanget av denne boka for stort i forhold til fagplanen for teknisk fagskole. Vi har tatt med såpass mye for at boka også skal kunne brukes i videre utdanning eller valgfag.

Det må være opp til den enkelte skole å vektlegge de forskjellige jordartene - friksjonsjordarter (sand og silt) eller kohesjonsjordarter (leire) - avhengig av forholdene på stedet.

Trondheim, mars 1992

Olav R. Aarhaug

Innhold

1 Geologi ...................................................................................... 9 1.1 Innledning og definisjoner............................................. 9 1.2 Jordkloden ...................................................................... 12 1.2.1 Jordas oppbygning og sammensetning ........ 12 1.2.2 Jordas densitet og temperatur........................ 13 1.2.3 Fordeling mellom hav og land ...................... 13 1.3 Mineraler og bergarter ................................................. 15 1.3.1 Mineralbestemmelse ......................................... 15 1.3.2 Bergarter............................................................. 15 1.3.3 Bergartenes kretsløp ......................................... 21 1.4 Jordarter .......................................................................... 21 1.4.1 Genetisk inndeling............................................. 21 1.4.2 Fraksjonsinndeling ........................................... 23 1.4.3 Sikteanalyse ........................................................... 25 1.5 Mindre ytre geologiske prosesser................................. 28 1.5.1 Vannets kretsløp ............................................... 28 1.5.2 Tele ...................................................................... 30 1.5.3 Forvitring ........................................................... 31 1.6 Større ytre geologiske prosesser................................... 33 1.6.1 Isbreers virksomhet........................................... 33 1.6.2 Rennende vann ................................................. 41 1.6.3 Ravinedannelse ................................................. 45 1.6.4 Vindens virksomhet ......................................... 46 1.6.5 Havets påvirkning på kysten ........................... 47 1.6.6 Organismers virksomhet................................... 49 1.7 Indre geologiske prosesser ........................................... 50 1.7.1 Bevegelser i jordskorpa ................................... 50 1.7.2 Jordskjelv-og vulkanområder ...................... 51 1.8 Sammendrag.................................................................... 53 1.9 Øvingsoppgaver .............................................................. 54

2 Klassifisering og identifisering. Grunnundersøkelser....... 2.1 Innledning......................................................................... 2.2 Jordartenes masse/volum-forhold............................... 2.2.1 Definisjoner avdensiteter ................................ 2.2.2 Kraftbegrepet. Definisjoner av tyngdetettheter...................................................

55 55 56 57 59

2.3

2.4

2.5

2.6

2.7

2.8 2.9

2.2.3 Definisjon av poreforhold ............................... 2.2.4 Vanninnhold og metningsgrad ...................... Spesielle forhold for sand og grov silt ....................... 2.3.1 Relativ porøsitet (Pr) ....................................... 2.3.2 Tilsynelatende kohesjon ................................. Spesielle forhold for leire og fin silt ........................... 2.4.1 Leirens struktur ................................................. 2.4.2 Leirens plastiske egenskaper .......................... 2.4.3 Sensitivitet (SJ ................................................... 2.4.4 Kvikkleirer ......................................................... 2.4.5 Stabilisering av leire ......................................... Komprimering .................................................................. 2.5.1 Laboratorieundersøkelser .............................. 2.5.2 Feltarbeidet ....................................................... Vannstrømning i jord ...................................................... 2.6.1 Innledning ......................................................... 2.6.2 Teoretisk grunnlag ........................................... 2.6.3 Potensial og hydrauliskgradient .................... 2.6.4 Strømningshastighet ogvannføring. Darcys lov .......................................................... 2.6.5 Permeabilitetskoeffisienten ............................ Felt- og laboratorieundersøkelser. Dataregistrering . 2.7.1 Feltundersøkelser ............................................. 2.7.2 Laboratorieundersøkelser ................................ Sammendrag.................................................................... Øvingsoppgaver ..............................................................

60 61 66 66 67 68 68 70 74 74 76 80 80 83 85 85 87 88

89 92 94 94 100 103 105

3 Spenninger i jord....................................................................... 109 3.1 Innledning ........................................................................ 109 3.2 Definisjoner .................................................................... H0 3.3 Totalspenninger, effektivspenninger og poretrykk .. 111 3.4 Horisontale spenninger .................................................. 120 3.5 Sikkerhet mot brudd ...................................................... 127 3.6 Skjærfasthet ....................................................................... 130 3.6.1 Innledning ........................................................... 130 3.6.2 Analysemetoder ................................................... 131 3.6.3 Udrenert skjærfasthet - su-analyse (korttidsanalyse, totalspenningsanalyse) .... 133 3.6.4 Drenert skjærfasthet - tz^-analyse (langtidsanalyse, effektivspenningsanalyse) .... 148 3.7 Sammendrag .................................................................... 153 3.8 Øvingsoppgaver .............................................................. 155 4 Fundamentering ..................................................................... 4.1 Innledning ........................................................................ 4.2 Fundamenttyper .............................................................. 4.2.1 Direkte fundamentering ..................................... 4.2.2 Dypfundamentering ...........................................

159 159 160 160 161

4.3 Jordas bæreevne. Grenseverdier ved direkte fundamentering .................................................... 162 4.4 Setninger ogsetningsberegning ..................................... 164 4.4.1 Problemstillinger ................................................ 164 4.4.2 Løsning på problemet....................................... 168 4.4.3 Deformasjon av jord ....................................... 169 4.4.4 Setningsberegninger ......................................... 171 4.4.5 Setninger under last med litenutstrekning .. 181 4.4.6 Setningers tidsforløp......................................... 185 4.4.7 Setningsreduserende tiltak ............................... 186 4.5 Bæreevne............................................................................. 189 4.5.1 Sentrisk belastet fundament ......................... 189 4.5.2 Horisontalt belastet fundament ....................... 191 4.5.3 Generell løsningsmetode................................... 194 4.5.4 Effekt av fundamenteringsdybde og grunnvannsnivå .................................................... 194 4.5.5 Bæreevne på ^-basis .......................................... 196 4.5.6 Bæreevne på ay>-basis ..........................................210 4.6 Dypfundamentering.......................................................... 221 4.6.1 Pælefundamentering............................................221 4.6.2 Spesialpæler og pilarer ....................................... 226 4.6.3 Bæreevnen til friksjonspæler............................. 229 4.6.4 Prøvebelastning .................................................... 239 4.7 Sammendrag....................................................................... 241 4.8 Øvingsoppgaver ................................................................ 242

5 Jordtrykk .................................................................................... 251 5.1 Innledning........................................................................... 251 5.2 Definisjoner av jordtrykk. Grenseverdier ................... 253 5.3 Hviletrykket .......................................................................255 5.4 Aktivt og passivt jordtrykk mot glatt vegg ................. 258 5.4.1 Totalspenningsanalyse (su-analyse) ...................259 5.4.2 Effektivspenningsanalyse (^-analyse).......... 268 5.5 Faktorer som virker inn på jordtrykket ....................... 277 5.6 Jordtrykk mot ru vegg .................................................... 280 5.6.1 Effektivspenningsanalyse (flyj-analyse).......... 280 5.6.2 Totalspenningsanalyse (su-analyse) ...................281 5.7 Oppsummering av gangen i beregningene ................... 285 5.8 Støttekonstruksjoner ........................................................ 292 5.8.1 Grunnmurer .......................................................... 293 5.8.2 Støttemurer .......................................................... 294 5.8.3 Fundamenteringsdybde ..................................... 296 5.8.4 Drenering bak støttemurer................................. 296 5.9 Enkeltforankret spuntvegg .............................................. 297 5.9.1 Problemstilling .................................................... 298 5.9.2 Spuntveggtyper .................................................... 299 5.9.3 Dimensjoneringsprinsipp ................................... 301 5.9.4 Arbeidsrutine ved horisontalforankret spuntvegg .............................................................. 303

5.10 Avstiving av grøfter......................................................... 310 5.11 Sikkerhet mot opp-pressing av bunnen ved graving i leire ........................................................ 311 5.12 Sammendrag...................................................................... 313 5.13 Øvingsoppgaver ................................................................314 6 Stabilitet i skråninger og skjæringer .................................... 321 6.1 Innledning........................................................................ 321 6.2 Naturlige skråninger ........................................................321 6.3 Skjæringer og fyllinger ................................................... 323 6.4 Sikkerhetsprinsippet. Analysemetoder .........................324 6.4.1 Naturlige skråninger i leire ............................... 325 6.4.2 Skjæringer i leire..................................................325 6.4.3 Fyllinger på leire ..................................................326 6.5 Overflateparallelle ras ..................................................... 326 6.5.1 Skråninger og skjæringer uten vannstrømning ...................................................... 327 6.5.2 Skråninger og skjæringer med vannstrømning...................................................... 329 6.6 Begrensede skråninger og skjæringer i leire.............. 329 6.7 Sirkulærsylindriske skjærflater ................................... 333 6.7.1 Generell betraktning, lamellmetoden ............... 335 6.7.2 Direktemetoden, su-analyse ............................... 336 6.7.3 Lamellmetoden, su-analyse ............................... 343 6.7.4 Skråningsstabilitet etter ^-metoden ...............349 6.7.5 Direktemetoden, a-analyse............ 368 6.9 Endeflateeffekt.................................................................. 370 6.10 Stabiliserende tiltak ......................................................... 371 6.10.1 Stabiliserende tiltak forsand.............................. 372 6.10.2 Stabiliserende tiltak forleire .............................. 372 6.11 Sammendrag...................................................................... 374 6.12 Øvingsoppgaver ............................................................... 375

Stikkordregister ............................................................................... 379

Stikkordregister ............................................................................... 379

1 Geologi

1.1 Innledning og definisjoner I videste forstand beskjeftiger geologien seg med vårt fysiske grunnlag, med jordklodens naturlige muligheter og begrensningen Geologien er læren om jorda, dens historiske utvikling, sammen­ setning og oppbygning, de prosessene som har formet den og fort­ satt former den, og de bestanddelene den er bygd opp av (mineraler, bergarter, fjellkjeder osv.). Geologien omhandler også livets opp­ rinnelse og utvikling, og hvordan livets eksistens kan trygges mot naturlige og selvpåførte farer som jordskjelv, vulkanutbrudd, ras osv. Råstoffgeologer er på jakt etter nyttbare malmer og ertser, steinarter, kull, olje og gass. Ingeniørgeologene arbeider med de fysiske og mekaniske egenskapene til løsmasser og bergarter, og konkrete arbeidsoppgaver kan for eksempel være sikring av tunne­ ler og damanlegg. Kontinentaldrifthypotesen, det at kontinentene beveger seg i for­ hold til hverandre, er bevist. Geologer, geofysikere og geokjemikere har foretatt observasjoner som viser at kontinentene har vært i bevegelse, i hvert fall de to siste milliarder år. Kontinentene slik vi kjenner dem i dag, var opprinnelig ett superkontinent. Kontinen­ tene ble så revet fra hverandre, og nye havområder ble dannet, voks­ te og forsvant på nytt der kontinentene kolliderte og føyde seg sam­ men igjen. Kollisjoner mellom kontinenter har ført til at det har dannet seg fjellkjeder, for eksempel Andesfjellene og Alpene. Der kontinentene driver fra hverandre, dannes det nye havområder. For eksempel vokser Atlanterhavet stadig, for Amerika og Europa dri­ ver fra hverandre med en hastighet på ca. 1 cm i året. Stillehavet krymper tilsvarende. Kontinentaldriften kalles i geologien for platetektonikk. De geologiske fagene omfatter disse hovedtemaene: jordskorpas sammensetning, prosessene i jordskorpa, jordskorpas oppbygning, jordskorpas historiske utvikling og anvendt geologi.

9

Vitenskapen om jordskorpas sammensetning kan videre deles inn i

- mineralogi

- krystallografi

- petrologi - petrografi - geokjemi

- læren om de enkelte bestanddelene i berg­ artene, hvordan de dannes, og deres fysiske egenskaper - læren om krystallenes oppbygning og de for­ skjellige krystallformene - studiet av hvordan bergarter dannes - beskrivelse av bergartene etter deres fore­ komst og sammensetning - læren om jordskorpas kjemiske sammenset­ ning, mengden av og foruelingen av de for­ skjellige grunnstoffene

- løsmassegeologi (kvartærgeologi) - studiet av overflateformer og de løse jord­ lagene

Prosessene i jordskorpa deles inn i - påvirkning av ytre geologiske krefter, det vil si påvirkning på jordoverflaten av isbreer, elver og bekker, hav, vind og orga­ nismer - påvirkning av indre geologiske krefter, det vil si virkningene av vulkansk aktivitet og bevegelser i jordskorpa, som igjen forårsa­ ker fjellkjedefoldninger og jordskjelv

Vitenskapen om jordskorpas oppbygning deles inn i

- tektonikk (tektonisk geologi)

- stratigrafi

- studiet av hvordan jordskorpas struktur har framkommet ved bevegelser i jordskorpa - studiet av hvordan lagdelte bergarter er oppbygd

Vitenskapen om jordskorpas historiske utvikling deles inn i - historisk geologi

- paleontologi

10

- vitenskapen om jordskorpas oppbyg­ ning og forandring opp gjennom geologiske tidsaldrer - læren om utdødde dyre- og plantearter (fossiler).

Fossiler eller forsteinede dyr og planter i lagdelte bergarter forteller oss hvilken tidsalder de forskjellige lagene ble av­ satt i. Det er derfor en nøye sammen­ heng mellom paleontologi og historisk geologi.

Anvendt geologi, eller praktisk geologi, består av

- råstoffgeologi eller økonomisk geologi, som igjen deles inn i - malmgeologi - påvisning av ertsførende eller malmholdige bergarter - hydrogeologi - læren om grunnvannsforekomstene, hvordan grunnvannet opptrer og beve­ ger seg, kvalitet og mulighet for utnyttelse - oljegeologi (petroleumsgeologi) - læren om hvordan jordolje dannes, hvor den opptrer, og hvordan den kan påvises - agrogeologi - geologi anvendt i landbruket - ingeniørgeologi - vurdering av brukbarheten av løse jordarter og fjell i forbindelse med bygge- og anleggsvirksomhet, for eksempel ved bygging av havner, veier og jernbaner, broer og dammer, tunne­ ler og lagerrom i fjell

De fleste teknikere og ingeniører kan neppe unngå å komme i kon­ takt med ett eller flere av de emnene som er omtalt her. Det er imid­ lertid selvsagt at med det timetallet vi har til rådighet, rekker vi ikke å gå så grundig inn på hvert enkelt emne. Det krever mye erfaring å lese geologien ut fra terrenget, men hvis vi først begynner å legge merke til for eksempel forskjellige landskapsformer og variasjoner i bergarter og begynner å spørre om årsakene, ja da har vi begynt å lære å «stave», og det er en god begynnelse. Vi finner etter hvert ut at Norge ikke bare består av «gråstein».

11

1.2 Jordkloden

1.2.1 Jordas oppbygning og sammensetning Når vi skal studere jordas indre, er vi stort sett henvist til indirekte metoder. Selv de dypeste gruver og borehull når bare noen kilo­ meter ned i jordskorpa. Dette er mindre enn 1 %o av jordradien, og det gjenstår ennå mer enn 6360 km inn til sentrum av jorda.

Den roterende, svakt sammenklemte jordkula er bygd opp av flere konsentriske lag, se figur 1.1. Lagene, som blir tyngre (får større densitet) inn mot sentrum av jorda, kan deles inn i tre: Ytterst har vi jordskorpa, dernest mantelen eller beskyttelseskappen og innerst kjernen. Jordskorpa består av to hoveddeler: oseanskorpa under havene og kontinentalskorpa under kontinentene. Oseanskorpa er tynn, i gjennomsnitt bare 8-10 km tykk. Kontinentalskorpa er i gjen­ nomsnitt 35 km tykk, og er opptil 80 km tykk under store fjell­ kjeder. 12

Innenfor jordskorpa strekker mantelen seg helt ned til grensen mel­ lom mantelen og kjernen på ca. 2900 km dyp. Fra ca. 100 km og ned til ca. 250 km er mantelen bløt, for temperaturen er svært nær bergartenes smeltepunkt. Dette bløte laget kalles astenosfæren. Over astenosfæren ligger den øverste delen av mantelen og jord­ skorpa, som til sammen utgjør et stivt skall. Dette skallet kalles litosfæren. Bruddstykker av litosfæren glir på astenosfæren (platebevegelser). Disse bevegelsene forårsaker store forandringer på jordoverflaten; det dannes fjellkjeder, og det oppstår jordskjelv og vulkanutbrudd. Jordkjernen består av en ytre flytende og en indre fast del, med en overgangssone på ca. 140 km. Den innerste delen regner man med består av jern og nikkel.

1.2.2 Jordas densitet og temperatur Densiteten til kontinentene er 2,75 g/cm3, mens den for oseanskorpa er 2,9 g/cm3. I sentrum av jorda er densiteten ca. 13 g/cm3. I gjennomsnitt er jordas densitet 5,517 g/cm3. Den gjennomsnitt­ lige temperaturgradienten (temperaturøkningen innover fra over­ flaten) i den øvre delen av jordskorpa er ca. 30 °C per kilometer, men den avtar raskt mot mantelen. Temperaturen i overgangssonen mellom skorpa og mantelen under 40 km kontinentalskorpe regner man med er ca. 800 °C. Temperaturen i overgangssonen mellom mantel og kjerne antas å være ca. 2500 °C, mens den i sentrum av jorda antas å være ca. 3900 °C.

1.2.3 Fordeling mellom hav og land Som tidligere nevnt består jordoverflaten av kontinenter og hav­ områder. 71 To av jordoverflaten er dekt med vann. Kontinentene er svært skjevt fordelt på jordkloden. På den nordlige halvkula finner vi det meste av kontinentene, mens den sørlige halvkula domineres av havområder. Denne fordelingen ser ut til å være tilfeldig, og i tid­ ligere geologiske perioder kan den ha vært annerledes. De høyeste fjellkjedene når opp i ca. 9000 m, og de største havdypene går helt ned i ca. 11 000 m under havoverflaten. De viktigste dataene for jorda finner du i tabell 1.1.

Jordas høydefordeling (relieff-forhold) går fram av figur 1.2. Den viser den prosentvise fordelingen av alle høyder på jordoverflaten. Vi ser at bare en svært liten prosent av jordoverflaten er høye fjell, og at det dominerende havdypet ligger på 4000-6000 m under hav­ flaten. Dette området kalles den oseaniske plattformen eller dyphavssletten. 13

6 378 km 6 357 km

Radius ved ekvator Radius ved polene Volum

510 000 000 km2 60 % 11 % 71 % 29 %

3,800 km 0,623 km

Jordens totale masse 5 976 000 000 000 tonn Prosentdel hav 0,02% jordskorpe 0,42% mantel 67,77% kjerne 31,79 % Is utgjør ca. 2 % av havvannets masse

Tyngdens akselerasjon ved ekvator ved polene

11.033 km

Tabell 1.1 Data for jorda

Areal i prosent

Figur 1.2 Jordas relieff-forhold

14

8,848 km 5,517 g/cm3

l 083 000 000 000 km3

Overflate Prosentdel dyphav kontinentalsokkel totalt hav landområder Gjennomsnittlig havdyp landhøyde Største havdyp, Marianergropen

Høyeste fjelltopp, Mount Everest Jordens midlere densitet

978,032 cm/s2 983,218 cm/s2

1.3 Mineraler og bergarter Jordskorpa består av bergarter (for eksempel granitt, sandstein og kalkstein) og løse jordarter (for eksempel sand, silt og leire). Bergartene og jordartene er igjen satt sammen av mineraler. Bergarten granitt består for eksempel av mineralene kvarts, glim­ mer og feltspat. Disse mineralene kan vi se og skjelne fra hverandre med det blotte øye. Et mineral er et homogent stoff som danner en naturlig del av jordskorpa. Hvor fint vi enn knuser et mineral, blir ikke sammensetningen endret. En bergart kan bestå av bare ett mineral (for eksempel består bergarten kalkspatmarmor av minera­ let kalkspat) eller av flere mineraler (for eksempel granitt, som nevnt ovenfor). Karakteristisk for mineraler er at de har en bestemt kjemisk sam­ mensetning, hører til et bestemt krystallsystem og har en bestemt farge, hardhet, densitet osv. Det finnes rundt 3000 forskjellige mineraler, men det er bare 10-20 mineraler som er vanlige byggeelementer i bergartene. Mineralet feltspat utgjør alene 59% av alle mineralene i jordskorpa. Deretter kommer hornblende med ca. 15 %, kvarts utgjør 12 % og glimmer 5 %. De resterende 9 % er stort sett magnetitt, apatitt, olivin, granat, kloritt, epidot, kalkspat og leirmineraler.

1.3.1 Mineralbestemmelse Vi bestemmer vanligvis mineralene etter deres fysiske egenskaper. Vi vurderer blant annet fargen på mineralet. Noen mineraler har en viss egenfarge, andre er fargeløse. Videre vurderer vi mineralets strekfarge, som vi får fram ved å gni mineralet mot en uglasert porselensplate eller ripe i det med en kniv. Vi får da fram et pulver av mineralet, og det er fargen på pulveret som kalles strekfargen.

Hardheten til mineralet undersøker vi ved å sammenlikne mineralet med stoffer med kjent hardhet. Hardheten er gradert fra 1 til 10, der 1 er det bløteste og 10 det hardeste mineralet. Diamant har hardhet 10 og lar seg ikke ripe av noe annet materiale. Videre klassi­ fiseres mineralene etter spalteretninger, glans, densitet, magnetiske egenskaper, smeltbarhet, reaksjon på syrer osv.

1.3.2 Bergarter Bergartene deles inn i tre hovedgrupper etter den geologiske opp­ rinnelsen:

Eruptive bergarter eller størkningsbergarter er dannet av smeltet stein, magma, som har trengt opp til den øvre delen av jordskorpa 15

fra jordas indre. Ordet eruptiv er avledet av det latinske ordet «erumpere», som betyr «å bryte ut».

Sedimentære bergarter eller avsetningsbergarter er dannet ved sammenkitting og herding av løse masser - sand, grus og leire - på jord­ overflaten. Sedimentum er latin og betyr bunnfall. Metamorfe bergarter er dannet ved omvandling av sedimentære eller eruptive bergarter på grunn av høyt trykk og høy temperatur. Hele 95 % av jordskorpa består av metamorfe bergarter. Metamorfosis er gresk og betyr forvandling.

Eruptive bergarter De eruptive bergartene deles inn i tre grupper etter de ytre betingel­ sene som må være til stede når de dannes. De som er størknet dypt nede, kalles dypbergarter; de som er størknet på vei opp til overfla­ ten, kalles gangbergarter; de som er størknet på overflaten, kalles dagbergarter. Dypbergartene er størknet sent fordi avkjølingen har gått sent på grunn av det store dypet. Det har gjort at krystallene har vokst seg store, og bergartene er blitt grovkornige; et eksempel er granitt. Dagbergartene er avkjølt raskt og er finkornige; et eksempel er basalt. Se oversikten over de forskjellige eruptive bergartene i tabell 1.2. Et snitt gjennom jordskorpa ved dannelse av eruptiver er vist på figur 1.3. ___________________________ Mineralinnhold

Eruptive bergarter

Dypbergart

Granitt

Gangbergart

K-felt-

Dagbergart

Granittporfyr Liparitt

Kvarts

spat

x

x

HomPlagioklas Pyroksen blende Glimmer Olivin

x

x

Kvartsporfyr Syenitt

Syenittporfyr Syenittporfyr (Rombeporfyr)

— Kvartssyenitt

(x)

X

x

(x)

__________ X

x

X

(Nordmarkitt) Dioritt

Porfyritt

Porfyritt

Kvartsdioritt

Kv. porfyritt

Kv. porfyritt

X X

Granodioritt

X

x

X

x

x X

x x

X

Noritt

x

X

Hyperitt

x

X

Anortositt Olivinstein

X

Gabbro

Diabas

Basalt

Tabell 1.2 Eruptive bergarter

16

x x x

Krater

Figur 1.3 Snitt gjennom en vulkan der det dannes eruptive bergarter

Sedimentære bergarter I løpet av svært lange tidsrom gjennomgår de løse jordlagene, sedimentene, en herdeprosess. Nye lag avsettes oppå de gamle, og de gamle lagene blir presset ned på større og større dyp samtidig som trykket og temperaturen øker. Langsomt skjer det en overgang fra løsmasse til fast fjell. Sand i elvebunner blir til sandstein, leire fra sjøbunnen blir til leirskifer, osv. Vi kan også ha vekslende lag av sand og leire på sjøbunn, som vist på figur 1.4.

Stadig transport av nye sedimenter

Figur 1.4 Dannelse av sedimentære bergarter (her i sjø) a) For flere millioner år siden (foregår også i dag) b) I dag. Tidligere lag er blitt presset ned og blitt til fjell.

17

Etter opprinnelsesmaterialet skiller vi mellom tre typer av sedimen­ tære bergarter: - mekaniske bergarter - organiske bergarter

- kjemiske bergarter

bergarter dannet ved sammenkitting av bergartsfragmenter, som sand og leire bergarter dannet ved sammenkitting av sedimenterte dyre- og planterester bergarter dannet ved sammenkitting av saltavleiringer

Mekaniske sedimentære bergarter Leirskifer er dannet av leire og har en utpreget lagdelt struktur slik at den lett kan spaltes i tynne flak.

Alunskifer er karbonholdig leirskifer. Den er svart og har svart strekfarge. Den har oppstått i sedimentbassenger med gytjeholdig leire. Alunskifer inneholder magnetkis, som ved forvitring danner svovelsyre. Svovelsyren angriper igjen kalk og danner gips. Alun­ skiferen er derfor skadelig for betong, for omdanningen fra kalk til gips fører til en volumøkning. Betongen blir sprengt; den smuldrer opp. Betong må derfor isoleres fra kontakt med fjell i områder med alunskifer. Det gjelder for grunnmurer, tunnelutstøpninger osv. Man bruker ofte asfalt eller asfaltpapp til slik isolering. Et annet problem er at svovelsurt vann angriper stål. Oslo-området er rikt på alunskifer. Sandstein er dannet av sand og er den mest utbredte sedimentære bergarten i Norge. Sandstein er en av de viktigste reservoarbergartene for jordolje og jordgass.

Organiske sedimentære bergarter Kalkstein er dannet i havet av kalkslam og skall av sjødyr. Kritt er en porøs kalkstein, og den brukes til skrivekritt. Steinkull er torv og annet organisk materiale som gjennom lang tid er blitt dekt av tykke lag av andre sedimentet (sand og leire) og har gjennomgått en forkullingsprosess. Kull finner vi blant annet i England og på Svalbard. Jordolje er dannet av gytje (forråtnede dyrerester) som er avleiret på havbunnen sammen med leire. Jordolje og jordgass finnes i store mengder på den norske kontinentalsokkelen.

Kjemiske sedimentære bergarter Ved fordamping av sjøvann i innestengte havbassenger øker saltkonsentrasjonen, og salt felles ut og synker til bunns (bunnfelles). Saltet blir overlagret av leire, presset nedover i jorda, komprimert og omdannet til saltstein. Saltstein har lavere densitet enn annet 18

fjell. Den får dermed en oppdrift som gjør at den etter hvert trenger opp mot overflaten igjen. Denne bevegelsen er ofte grunnlaget for å påvise oljefelter i Nordsjøen. I tabell 1.3 er det gitt en oversikt over de sedimentære bergartene.

Opprinnelig materiale

Sedimentær bergart

a: Mekaniske sedimentbergarter Leire....................................................... Kalkholdig leire...................................... Gytjeholdig leire.................................. Sand......................................................... Feltspatførende sand.............................. Sand, grus, rullestein.............................. Skarpkantet stein.................................... Morenemateriale....................................

Leirskifer Mergelskifer Alunskifer Sandstein Sparagmitt Konglomerat Breksje Tillitt

b. Organiske sedimentbergarter Kalkslam, kalkskall, koraller................ Kalkstein Torv......................................................... Brunkull Diverse planterester.............................. Steinkull Antrasitt Grafittskifer

c. Kjemiske sedimentbergarter Utfelling av sjøvann.............................. Gips Anhydritt Steinsalt Avfallssalter Tabell 1.3 Sedimentære bergarter

Metamorfe bergarter Vi har to typer av metamorfose: 1 Kontaktmetamorfose Denne metamorfosen oppstår i kontaktflaten mellom magma og omgivende bergarter. Varmepåvirkningen gjør at leirskifer blir omdannet til hornfels, mens kalkstein blir omdannet til marmor. En tilsvarende prosess har vi når vi brenner leire til murstein (tegl) i ovn.

2 Regionalmetamorfose Denne metamorfosen har sammenheng med fjellkjedefoldninger og strekker seg over store områder. Her kan det være både trykk og temperatur som er årsak til metamorfosen. Et sterkt ensidig trykk fører ofte til at enkelte mineraler orienterer seg nor­ malt på trykkretningen. Bergarten får da en skifrig karakter. En oversikt over metamorfe bergarter med opprinnelig bergart står i tabell 1.4.

19

Opprinnelig bergart

Metamorf bergart

Regionalmetamorfose Eruptiver Granitt................................................. Syenitt................................................. Dioritt................................................. Gabbro.................................................

Glimmergneis, granittgneis Syenittgneis Diorittgneis Amfibolitt Eklogitt Basalt................................................... Grønnstein Olivinstein ....................................... Serpentin, kleberstein, talkskifer Seditnentbergarter Leirskifer............................................. Fyllitt, glimmerskifer Sandstein............................................. Kvartsitt Kalkstein............................................. Marmor Kon ta ktmetamorfose Leirskifer......................................... Hornfels Kalkstein............................................. Marmor Tabell 1.4 Metamorfe bergarter

Figur 1.5 Bergartenes kretsløp

20

1.3.3 Bergartenes kretsløp Det er nær slektskap mellom bergartene og bergartsgruppene, som tabellene ovenfor viser. Vi kan derfor snakke om et kretsløp for bergarter. Kretsløpet viser hvordan bergartene dannes, hvordan de brytes ned, og hvordan de omdannes. Av figur 1.5 ser vi at en eruptiv bergart enten kan forvitre og bli til sediment og videre til en sedimentær bergart, eller den kan bli utsatt for en metamorfose og bli til en metamorf bergart.

1.4 Jordarter Jordartene er sammensatt av friske eller forvitrede mineral- eller bergartskorn eller av organiske restprodukter. De deles inn enten etter måten de er dannet på (genetisk inndeling), eller etter kornstørrelsen (fraksjonsinndeling). Her nevner vi bare materialtypene og grunnlaget for dannelsen. Selve dannelsesprosessen forklares i avsnitt 1.5.

1.4.1 Genetisk inndeling En inndeling etter måten jordartene dannes på, gir de to hoved­ typene organiske jordarter og mineralske jordarter.

Organiske jordarter

Matjord er betegnelsen på det øverste, humusrike laget, som har moldkarakter. På dyrket mark er det matjorda vi snur på, gjødsler, sår og planter i og høster fra. Torv er betegnelsen på planterester som har gjennomgått en mindre eller større forråtningsprosess. Torv graderes fra fibertorv til svarttorv. Vi finner den i topplaget i myrer.

Gytje er slam av omdannede plante- og dyrerester. Gytje finner vi i dype og sentrale partier av myrer. Legg merke til at torv og gytje er jordarter, mens myr er betegnelsen på avsetningen. Mineralske jordarter

Morenejord (glasiale avsetninger) ble avsatt direkte på stedet da innlandsisen smeltet bort. Morenematerialet er spesielt ved at det er svært velgradert. Det er usortert, det vil si at det inneholder alle kornstørrelser, fra leir til stor stein (blokk). Morene finnes ofte som 21

tykke dekker oppå fjellgrunnen. Den egner seg godt som tetningsmateriale og brukes derfor i tetningskjerner ved dambygging.

Elveavsetninger (fluviale avsetninger) er oftest godt sorterte mate­ rialer, for eksempel grus eller sand. Ofte finner vi en tydelig lag­ deling. Det har sin forklaring i at liten vannføring i elva gir «liten bæreevne», slik at små korn sedimenterer, for eksempel fin sand. Ved stor vannføring avsettes bare grovt materiale, for eksempel grov grus.

Sjøavsetninger (marine avsetninger) er for det meste leire. Når elva renner ut i en sjø, avtar strømningshastigheten, og de fineste leirpartiklene får mulighet til å bunnfelle. Nærmest elveosen er vann­ hastigheten likevel størst, og her avsettes (sedimenteres) forholdsvis grove partikler. Lenger ute i sjøen er vannhastigheten omtrent lik null, oppholdstiden for partiklene i «stille» vann blir lang, og de aller fineste partiklene når bunnen. Når vi har med sjøavsetninger å gjøre, er det svært viktig å vite om vi er over eller under den marine grensen, MG. Den marine grensen er der havflaten stod under siste istid, for omtrent 10 000 år siden. Leire som er avsatt over MG, er ferskvannsleire med sterk, stabil struktur. Denne leiren tåler graving og bearbeiding uten at fast­ heten svekkes så den raser ut. Leire som er avsatt under MG, har derimot en spesiell struktur på grunn av saltkonsentrasjonen i porevannet. Vi kaller det korthusstruktur. Denne strukturen er sta­ bil så lenge saltkonsentrasjonen er høy nok, opprinnelig 3,5%. Etter hvert som saltet blir vasket ut, går konsentrasjonen ned, og fastheten blir gradvis svekket. Når konsentrasjonen er kommet under 0,5 %, kan det være dannet kvikkleire. Da vil en graving eller ekstrabelastning kunne føre til ras - kvikkleireskred (Verdalsraset, Rissaraset). Nivået for MG avhenger av hvor mye is det var på ste­ det, og varierer fra 0 til ca. 200 m over dagens havnivå. MG er omtrent 200 m o.h. i Oslo-området og indre områder i Trøndelag der det var mest is, antakelig flere tusen meter, mens den er fra 50 til 150 m langs Vestlandskysten og i Nord-Norge.

Vindavsetninger (eoliske avsetninger) finnes det ikke så mye av i Norge, men det finnes en større flygesanddyne på Røros (Kvitsanden) og en stor forekomst på Melhus, vest for Gaula. Ellers finnes det mindre forekomster ved Hauerseter på Romerike og sør for Storsjøen i Rendalen. Langs kysten er det større forekomster av fly­ gesand på Lista, Jæren og Andenes.

22

Forvitringsjord er fjellmateriale som er brutt ned til mindre blok­ ker eller jord. Nedbrytingsprosessen kan ha vært frostsprengning, kjemisk påvirkning eller en kombinasjon. Urer er et karakteristisk trekk i landskapet. Aktive urer er grå og uten vegetasjon, mens pas­ sive urer etter hvert blir dekt av vegetasjon. Aktiviteten har opp­ hørt, og vegetasjonen slår rot.

1.4.2 Fraksjonsinndeling Med størrelsen av et mineralkorn mener vi den ekvivalente diamete­ ren til kornet. Den ekvivalente diameteren er definert som maske åpningen i en kvadratisk mekanisk sikt der mineralkornet akkurat passerer igjennom, se figur 1.6. To mineralkorn som akkurat passe­ rer igjennom en slik kvadratisk åpning, er altså definert å ha samme størrelse, selv om det ene kornet er rundt og har en diameter som er lik maskeåpningen, mens det andre kornet kan være flatt og kan passere igjennom diagonalt. Diameteren på dette kornet er da større, men da begge kornene akkurat passerer igjennom samme maskeåpning, er de definert å ha samme størrelse, de har ekviva­ lente diametrer.

Sikt med kvadratiske åpninger

d = maskeåpningen

De to viste komene har samme diameter.

Figur 1.6 Maskeåpning = korndiameter

Sortering av mineralkorn etter størrelse gir oss et grunnlag for å gi jordartene en betegnelse, et navn. Etter sortering samler vi grupper av kornstørrelser i fraksjoner. Fraksjonsinndelingen er standardi­ sert etter NGI-skalaen (NGI = Norges geotekniske institutt). Inn­ delingen er slik:

23

Fraksjon

Underfraksjon

Komstørrelse

Blokk

> 600

Stein

600 - 60

Grus

Grov grus Middels grov Fin grus

60 - 20 20-6 6-2

Sand

Grov sand Middels grov Fin sand

2 - 0.6 0.6-0.2 0.2 - 0.06

Silt

Grov silt Middels grov Fin silt

0.06 - 0.02 0.02 - 0.006 0.006 - 0.002 < 0.002

Leir

Merknad

Mekanisk sikting i siktesats. Mineralkorn kan ses med det blotte øye.

Spesiell sortering, slemmeanalyse. Mineralkorn kan kun ses med mikroskop.

Tabell 1.5 Fraksjonsinndeling etter NGI-skalaen

Resultatet av en sikteanalyse framstilles grafisk i en kornfordelingskurve, se figur 1.7. I naturen finnes det sjelden rene fraksjoner av for eksempel grus eller sand. Jordarten får i så fall navn etter den fraksjonen det finnes mest av i prøven. Denne fraksjonen gir hovedbetegnelsen (substantivform). Andre fraksjoner som det fin­ nes mer enn 20% av, gir en tilleggsbetegnelse (adjektivform).

Betegnelse

Leirinnhold

Eksempel på navn

------ 1

Leirfattig

40 %

Middels fet leire * Fet leire * * Andre fraksjoner nevnes ikke ______________________________

Tabell 1.6 Betegnelse etter leirinnhold

24

En jordart er godt sortert, ensgradert, når den stort sett inneholder materialer fra én fraksjon. Det gir en bratt kornfordelingskurve, for eksempel kurve b på figur 1.7 (ensgradert sand). Jordarten er dårlig sortert når den inneholder materialer fra flere (eller alle) fraksjo­ ner. Materialet er da velgradert, se kurve a på figur 1.7 (leirholdig morene). Et innhold av leirfraksjonen setter fort sitt preg på jord­ arten, og det skal derfor gå fram av betegnelsen hvor mye leir som finnes i den. Vi gir jordarten navn etter denne skalaen.

Legg merke til at leir er en fraksjonsbetegnelse, mens leire er en jordart.

1.4.3 Sikteanalyse Sikting av en materialprøve i en siktesats gir oss grunnlag for å bestemme hvilken jordart vi har med å gjøre. Sikteanalysen kalles summasjonsveiing etter arbeidsrutinen. Metoden går ut på at vi først monterer en siktesats, det vil si en serie med sikter - for eksempel 40, 20, 10, 5,2, 1, 0,5, 0,2, 0,1, 0,06 mm - pluss en bunnpanne for å samle opp partikler som er mindre enn 0,06 mm. Vi setter den groveste sikten (40 mm) øverst i satsen. Så heller vi en prøve med kjent masse på den øverste sikten og vibrerer hele siktesatsen kraftig for at alle mineralkornene skal havne på sine respek­ tive sikter. Materialet som blir liggende på én sikt, har mindre dia­ meter enn den sikten det har passert, og større enn den sikten det ligger på. Massen som ligger på sikten, kalles en sikterest. Summasjonsveiingen går nå ut på å veie materialene på hver av sik­ tene fra topp til bunn. Vi begynner med den øverste sikten, registre­ rer massen av sikterest 1, og regner ut hvor stor prosent den utgjør av totalmassen. Vi kombinerer dette prosenttallet med siktstørrelsen (40 mm) og får ett punkt på siktekurven. Så fyller vi på massen fra 20 mm-sikten og registrerer massen av sikterestene over 20 mm. Vi regner ut hvor mange prosent sikterestene utgjør av den totale massen, og får neste punkt på kurven, den nye prosentverdien kom­ binert med 20 mm på millimeterskalaen. Slik fortsetter vi helt til vi har tømt bunnpanna på vekten. Nå skal vekten vise den totale innveide massen ved starten av forsøket. Vi drar så en myk linje gjennom alle punktene som er merket av. Resultatet blir en kornfordelingskurve. Eksempler på slike kurver er gitt på figurene 1.7 og 1.8. Materialet kan, som før nevnt, være ensgradert (bratt kurve), eller det kan være velgradert (flat kurve), som vist på figur 1.7.

25

Passert i prosent

26

Cj

KORNFORDELINGSKURVE

Figur 1.7 Eksempel på kornfordelingskurver med beregning av graderingstallet

b) Hydrometer

Figur 1.8 Kornfordelingsanalyse - definisjoner

Siktestørrelse, ekvivalent korndiameter (mm). Logaritmisk skala.

Hvor ensgradert eller velgradert materialet er, er det ikke nødven­ dig å gjette seg til. Vi definerer korngraderingstallet Cu, som sam­ menlikner korndiametrer for 60% gjennomgang (c/60) og 10% gjennomgang ( 8) er definert som velgradert materiale. Liten Cu (< 8) er definert som ensgradert materiale. 27

Skal et materiale kunne komprimeres, må vi ha et velgradert mate­ riale. Et ensgradert materiale lar seg ikke komprimere, for materia­ let mangler små korn som kan fylle ut hulrommene mellom de store kornene. Kornene blir liggende å rulle på hverandre uten å finne et stabilt leie.

1.5 Mindre ytre geologiske prosesser 1.5.1 Vannets kretsløp

Figur 1.9 Vannets kretsløp

Vannets kretsløp eller vannets bevegelsesmønster kan oppsumme­ res slik (se figur 1.9): Fra elver, innsjøer, hav og terreng, og fra planter og trær, skjer det en fordampning. Det dannes skyer som driver inn over land. Sky­ ene tvinges opp på grunn av terrengformasjonene. De avkjøles og må avgi nedbør i form av regn eller snø. Når nedbøren når bakken, vil noe av vannet fordampe direkte. Noe av vannet renner bort på overflaten direkte til elver og bekker. Dette vannet kaller vi overfla­ tevann. Resten av vannet - sigevannet - siger ned gjennom jorda og tar med seg næring fra de øverste jordlagene. Nede i jorda finner vi igjen vannet som grunnvann.

28

Grunnvannet er det vannet vi finner når vi graver eller borer etter vann i jord eller fjell. Grunnvann er fritt bevegelig vann som fyller alle porene fra grunnvannsnivået, GV, og nedover. Vi finner altså grunnvannsnivået ved å bore eller grave et hull i jorda. Graver eller borer vi dypt nok, vil etter hvert den nederste del av hullet bli fylt med vann. Det nivået som vannet stiller seg på i det åpne hullet, er definert som grunnvannsnivået, GV. GV varierer med årstider, jordart og terrengformasjoner (topografi). På høye hauger og knauser kan det være flere meter ned til GV, mens det i søkk i ter­ renget kan ligge i dagen, eller det kan stå vann over terrenget. Vannnivået i elver og innsjøer er egentlig GV, og representerer GV i ter­ renget omkring. Dette er illustrert på figur 1.9. Kapillært opptrukket vann er vann som blir sugd opp fra GV på grunn av fine porer i jorda. Den kapillære stigehøyden kan variere fra 0 til 100 m, avhengig av jordarten. I grus og sand er den fra null til noen få centimeter, for silt opptil 10 m og for leire opp til 100 m. Den kapillære stigehøyden hc kan vi anslagsvis regne som 27 = — (mm) d

når d er korndiameteren i millimeter.

Overflatebundet vann er vann som er bundet til overflaten av mineralkornene. Dette er vann som ikke er med i grunnvannsstrømmen. Det danner en tynn hinne på mindre enn 50 ångstrøm (50 • 10’10 m). Figur 1.10 viser forholdet på mineralkornene (ikke i målestokk).

Overflatebundet vann, tykkelse t < 50 ångstrøm

Mineralkorn Fritt porevann er med i grunnvannsstrømmen

Figur 1.10 Overflatebundet vann

For å få fjernet overflatebundet vann må vi varme opp materialet til minst 105 °C. Når vi skal måle vanninnholdet i jordarter, må vi altså varme jordprøvene opp til denne temperaturen.

29

1.5.2 Tele Når vann fryser til is i porene i jorda, får vi tele. Den nedre grensen for den frosne sonen kalles telefronten, se figur 1.11.

Frosset sone ( telehiv cLDTTTlinm>

tfiiiiirrrrTiiiiiTDa

oiiiniwnip

I ei 111111 rm? d.rTTTTTri I |_ed>

«lttti 11111111 rm j

«linn 11111 llUa

____ L

Telefront .

Tørkesone

Kapillært oppsug til telefronten

f— GV

Figur 1.11 Tele

Teledannelse kan starte ved at det eksisterende vannet i den øvre delen av jorda fryser til is og utvider seg 10%. Teledannelse kan også skje ved at vann blir sugd opp til telefronten og fryser til islin­ ser. Under telefronten oppstår det en såkalt tørkesone - det er den som starter oppsugingen. Skal vi få tele, må vi altså få fram nok vann til telefronten. Dette er igjen avhengig av jordarten. Det er to forhold ved jordarten som må være til stede. For det første må den kunne løfte opp vannet fra GV - den må ha stor nok kapillær stigehøyde. Den må også kunne frakte fram vann fort nok - den må ikke være for tett. I geologien heter det at den må ha stor nok permeabilitet. Er den for tett, stop­ per vanntilførselen og dermed også teledannelsen.

Grus har stor vannstrømningsevne, men liten kapillær løfteevne. Grus er altså ikke telefarlig. Leire har stor kapillær løftehøyde, men nesten ingen evne til å transportere vann. Den oppfyller altså også bare ett krav, men leire karakteriseres likevel som middels telefarlig. Det farligste materialet med tanke på teledannelse er silt. Silt har stor kapillær stigehøyde og stor nok vanntransportevne til å frakte fram nok vann til telefronten - den er altså svært telefarlig! Terreng med homogen (ensartet) jord får jevnt telehiv. Uensartet jord får ujevnt telehiv, for eksempel gir utskifting av telefarlige masser ved bygging av stikkrenner i veier godt merkbare telehiv.

30

Om våren tiner islinsene i toppsjiktet, mens de nederste islinsene hindrer vannet i å renne unna. Jorda blir veldig bløt - vi får «tele­ løsning». Andre merkbare virkninger av tele er for eksempel oppfrysing av stein og solifluksjon. Oppfrysing av stein skjer ved at steinen følger med jorda opp når den fryser. Bevegelsen skjer vin­ kelrett på telefronten. Når telen går om våren, tiner jorda både ovenfra og nedenfra på grunn av jordvarmen. Steinen henger imid­ lertid fast i frosset jord på sidene. Under steinen blir det etter hvert et hulrom som fylles med slam. Steinen kommer derfor aldri til­ bake til sitt gamle leie; den blir løftet litt opp hvert år, se figur 1.12. Figur 1.13 viser hvordan en stein beveger seg nedoverbakke for hvert år. Den beveger seg vinkelrett ut fra telefronten ved oppfrysing og faller rett ned på grunn av tyngdekraften ved tining. Vi kaller dette for solifluksjon.

Ved tining. Det renner slam under steinen.

Figur 1.12 Oppfrysing av stein

Ved tining av telen

Figur 1.13 Solifluksjon

1.5.3 Forvitring Forvitring er nedbryting av fjelloverflaten på grunn av angrep fra luft og vann, og på grunn av temperaturendringer. Forvitringen kan være mekanisk, kjemisk eller en kombinasjon av de to.

31

Mekanisk forvitring

Frostsprengning Når vann fryser til is, utvider det seg ca. 10 °7o. Hvis vannet ikke får anledning til å utvide seg, hvis det for eksempel er innestengt i en fjellsprekk, blir det underkjølt. Det øver da et trykk på ca. 12 MPa (12 000 kN/m2) for hver grad det er underkjølt. Er motstanden stor nok, fryser ikke vannet før ved -22 °C. Da er trykket vel 200 MPa. Det gjør at vann i fjellsprekker sprenger løs store blokker. Vi snak­ ker i denne sammenhengen om aktiv og passiv ur. Aktiv ur er grå og vegetasjonsfri. Det viser at det stadig skjer utrasinger der. En passiv ur er derimot dekt av vegetasjon. Det viser at utrasinger har opphørt for lenge siden. Uren er stabil. Varmesprengning Det øverste fjell-laget er stadig utsatt for oppvarming og avkjøling. Denne temperaturvariasjonen kan skje svært raskt ved for eksem­ pel sterk soloppvarming og plutselige regnskyll med brå avkjøling. Resultatet blir oppsprekking og avskalling av de øverste lagene. I gamle dager utnyttet man dette ved fjellsprengning. Man tente bål over store steiner eller inne i tunnelen. Når fjellet var skikkelig opp­ varmet, helte man på rikelig med vann, og fjellet sprakk opp.

Rotsprengning får vi når røtter fra planter og trær trenger seg ned i sprekker i fjellet. Røttene vokser og sprenger løs store blokker. I gammel tid utnyttet man en tilsvarende effekt. Man slo tørre trepin­ ner ned i borede hull og helte vann på trepinnene. Dermed utvidet de seg med stor kraft, og fjellet sprakk.

Kjemisk forvitring Sirkulerende vann utøver en stor kjemisk virksomhet i tidens løp. Vi kaller det aggressivt vann, og aggressiviteten avhenger både av temperaturen og av det kjemiske innholdet. Kullsyreholdig vann (regnvann inneholder alltid kullsyre, karbon­ dioksid) angriper kalkfjell. Når dette vannet renner ned i sprekker i kalkholdig fjell, blir det avkjølt, og kalken blir oppløst. Så lenge vannet er avkjølt, holder kalken seg oppløst, den kan renne lange strekninger i sprekkene. Når så vannet kommer ut i dagen igjen, øker temperaturen og kalken blir utfelt. Det kan føre til at det dan­ nes grotter, underjordiske tunneler, det vi kaller karstfenomener. Et eksempel er Grønligrotten i Rana kommune i Nordland. Den har en total lengde under jorda på 2,3 km og har en største dybde på 107 m. Det samme fenomenet gjør seg gjeldende i vannforsyningen hvis det finnes kalkholdig grunnfjell i området. Vannet er avkjølt og inneholder store mengder oppløst kalk når det kommer gjen­ nom rørene og inn i huset (hardt vann). Når vannet blir oppvarmet

32

i varmtvannstanken, felles kalken ut og avleirer seg både i varmtvannstanken og i varmtvannsrørene. Rørene tettes til. Svovelsurt vann oppstår i bergarter som inneholder svovelkis og magnetkis. Mest kjent er alunskiferen i Oslofeltet, som inneholder store mengder svovelkis som små finfordelte korn. Ved tilgang på luft oksideres svovelkisen til svovelsyre, som danner gips av kalk. Alunskifer er derfor en vanskelig byggegrunn, for svovelsyre angri­ per både betong og stål. Betongen sveller og sprekker opp. Ved tun­ neldrift har man store problemer i fjell rikt på alunskifer. Vanndrypp fra taket som treffer for eksempel en jernbaneskinne, kan skjære den rett av i løpet av kort tid. Nå er det slik at aggressiviteten avtar med tiden. I nysprengte tunneler der vannet har stått inne­ stengt i lang tid, inneholder vannet mye svovelsyre og har stor ødeleggelseseffekt. Etter hvert som sirkulasjonen vanner ut konsentra­ sjonen, avtar aggressiviteten. Et annet problem med alunskifer er at den skiller ut radongass.

En kombinasjon av mekanisk og kjemisk forvitring får vi når den mekaniske forvitringen åpner sprekkene og de kjemiske prosessene dermed får lettere tilgang.

1.6 Større ytre geologiske prosesser Til de større geologiske prosessene regner vi virksomheten til isbreer, elver og rennende vann, og påvirkning av vind, hav og orga­ nismer. Spesielt når det gjelder isbreer, elver og vind, snakker vi om tre trinn i påvirkningen, nemlig erosjon, transport og avsetning. Det foregår altså en masseforflytning. Først rives jordmassene løs, og deretter flyttes eller transporteres de, for til slutt å bli lagt igjen eller avsatt et annet sted.

1.6.1 Isbreers virksomhet Starter vi ovenfra, fra høyfjellet, er det naturlig å se på isbreenes virksomhet først.

Bredannelse Over en viss høyde tiner ikke snøen helt bort om sommeren, og vi får en opphopning av snø og is. Denne høyden kaller vi snøgrensen. Snøen legger seg lag for lag. De underste lagene blir mer og mer grovkornige på grunn av økende trykk, og går til slutt over til is. 33

Det danner seg en isbre. Snøgrensens høyde over havet varierer med temperaturen og luftfuktigheten i området. I Arktis er den 0 m o.h., på Svalbard 400-500 m o.h. og i Norge 1400-2000 m o.h. Alle isbreer har sitt samleområde over snøgrensen og sitt avsmeltingsområde under snøgrensen. I terrenget kan vi se dette ved at isen har konkav form over snøgrensen; det ser ut som om snøen trekker seg oppover fjellsidene. I snøgrensen er overflaten omtrent plan, og nedenfor snøgrensen er isoverflaten konveks. Her danner det seg en typisk kløft mellom isen og fjelloverflaten, der det renner smeltevannselver. Dette er vist på figurene 1.14 og 1.15.

Figur 1.14 Isbre i snøgrenseområdet

a) Over snøgrensen - oppsamlingsområde b) I snøgrensen c) Under snøgrensen - avsmeltingsområde

På grunn av gravitasjonskreftene er isbreen i stadig bevegelse fra oppsamlingsområdet til avsmeltingsområdet. Bevegelsen varierer avhengig av hvor stor breen er, og av terrenghelningen, og kan i

34

Norge være fra noen centimeter til en meter i løpet av et døgn. I Himalaya er bevegelsen opptil 30 m i døgnet. Hvis klimaet er kon­ stant, vil isfronten stå på samme sted, det vil si at det er likevekt mellom tilførsel og avsmelting. Blir det varmere klima, trekker isfronten seg tilbake. Blir det kaldere, kommer isfronten lenger ned i dalen. Isbreen beveger seg raskest ved toppen og saktest i bunnen på grunn av friksjonen mot fjellet. Det gjør at det oppstår sprekker på tvers av bevegelsesretningen. Disse sprekkene kan bli opptil 30-40 m dype. Vi skiller mellom flere forskjellige bretyper:

1 Innlandsis er den største bretypen. Den danner et stort skjold som dekker store kontinenter. Denne istypen kan bli opptil 4000 m tykk. I dag finner vi den i Antarktis og på Grønland. Norge var dekt av slik is i den siste istiden for ca. ti tusen år siden.

2 Platåbreer er den vanligste norske bretypen. De dekker store fjellvidder og sender bretunger ned gjennom dalene. Folgefonna, Jostedalsbreen og Svartisen er eksempler på denne bretypen. 3 Dalbreer fyller den øverste delen av en dal og sender en bretunge nedover dalen. Slike breer finner vi i Alpene. De kalles også alpine breer. Vi finner dem også i norske høyfjell.

4 Botnbreerzx også typiske i norske høyfjell. Vi finner dem i nisjer nær snøgrensen. 5 Shelf-is er ismasser med bred front som går ut i havet, slik vi fin­ ner det for eksempel i Antarktis. Som tidligere nevnt utøver isbreer en geologisk virksomhet ved å erodere, transportere og avsette materialer.

Erosjon Vi må ikke blande sammen fenomenene forvitring og erosjon. For­ vitring er som før nevnt en nedbryting eller oppsmuldring av fjel­ let, det er som om du bruker øks på et trestykke og knuser det. Ero­ sjon kommer av latin og betyr avgnaging. Vi kan sammenlikne det med at du bruker sandpapir eller høvler på et bord. Havets erosjon kalles abrasjon, mens vindens erosjon kalles deflasjon.

En isbre eroderer fjelloverflaten ved at den bryter løs fjellblokker og transporterer (skraper) dem mot fjellet på grunn av den stadige bevegelsen. Skrapeeffekten øker med istykkelsen og hastigheten. I dag kan vi finne igjen skuringsstriper som viser i hvilken retning isen har beveget seg over fjellene. Isskuringsstripene gir nyttig informasjon når vi vil fastslå om et fjellparti som stikker opp av løsmassene, er en løs blokk eller fast fjell. Erosjonen foregår langs 35

hele isens underside, og det dannes daler, groper og bassenger. Disse typiske landskapsformene finner vi derfor i tidligere iseroderte områder.

Iseroderte daler er trauformet med bratte sider og avrundet bunn, såkalte U-daler. Hvis en stor og en liten dal løper sammen, vil ikke breen i den lille dalen grave dypere enn at overflaten i bremassene i de to dalene har samme nivå. Sidedalene munner ut oppe i dal­ sidene i hoveddalen. I dalens lengderetning kan det også danne seg store fordypninger. De blir til bassenger eller innsjøer. Isen kan grave langt under havnivået. Slik er flere norske fjorder blitt laget. Et eksempel er Sognefjorden, som har et største dyp på 1244 m og en terskel på bare 150 m under havflaten. Et skjematisk lengdesnitt gjennom en norsk fjord (hoveddal), med hengedaler som munner ut i hoveddalen, er vist på figur 1.16.

Figur 1.16 Lengdesnitt gjennom en typisk norsk fjord, med to hengedaler

I høyfjellet kan selv små isbreer grave ut små amfiformede nisjer i fjellsidene, såkalte botner. Se figur 1.17.

Figur 1.17 Botn i plan og snitt a) Botndannelse b) Botn slik vi finner den i dag

I høyfjellet kan vi også se fjellformasjoner som vist på figur 1.18, med en slak glattskurt side og en bratt oppknust side, henholdsvis støtside (lo side) og bakside (le side). Dette kalles hvalskrottfjell.

36

Isskuringsretning

Figur 1.18 Hvalskrottfjell

Noe av det vi kan se i høyfjellet av iseroderte fenomener, er vist på figur 1.19.

Figur 1.19 Geologiske formasjoner dannet av isbreer i fjellet

Transport og avsetning

Løsmassene som transporteres og avsettes av isbreene, kan deles inn i to hovedgrupper: 1 Rene breavsetninger avsatt direkte av isbreen. Dette kalles gla­ siale avsetninger.

2 Materiale som er transportert av elver eller smeltevann fra isbreen. Dette kalles glasifluviale avsetninger.

Rene breavsetninger Materialet som isbreene transporterer, er en blanding av løsrevne blokker, stein, sand, grus og slam, altså et svært usortert materiale. Det kalles morenemateriale. Morenematerialet blir karakterisert og får navn etter hvor i breen det er transportert. Transportsystemet er vist på figur 1.20.

37

Figur 1.20 Isbretransport og avsetning a) b) c) d)

Sidemorene Midtmorene Endemorene Bunnmorene

Sidemorener (lateralavsetninger) dannes i dalsidene i kanten mel­ lom isbreen og fjellet ved at blokker og stein raser ned på breen fra fjellsiden. Sidemorenen kan også ha litt preg av elvetransportert materiale, for det dannes ofte smeltevannselver mellom isbreen og fjellsiden. Sidemorener finner vi i dag igjen som terrasser langs dal­ sidene, se figur 1.20. Der to isbreer løper sammen til én, danner sidemorenene i de to sammenløpende isbreene en midtmorene, se figur 1.20.

Ved stabile klimatiske forhold vil isfronten stå i ro i en lengre periode. Da vil isbreen skyve fram materialer under breen og legge opp en voll som går på tvers av dalen. Når isen trekker seg tilbake, kommer denne vollen fram som en endemorene. På oversiden av endemorenen kan det danne seg en innsjø. Slike endemorener kan vi se løpe som lange rygger over fjellviddene. Et godt eksempel på en endemorene her i landet er raet som går sammenhengende fra Østfold til Ryfylke.

Bunnmorenen er det materialet som kommer fram når isen smelter bort ved en stadig tilbaketrekkende isfront. Bunnmorenen er et sammenhengende dekke med tykkelse fra 0 til 20-30 m, i lokale fordypninger opp til 100 m. Bunnmorenen er svært velgradert, med kornstørrelser fra grov blokk til fin leir. Materialet er derfor velegnet som tetningsmateriale i jordfyllingsdammer. 38

Dødismorener oppstår når isen smelter ned. Isen er delvis oppbrutt i isblokker, og løsmasser fyller sprekkene imellom, slik figur 1.21 viser.

Jord

is y V '■ ’ ■ 7/ 'v/

-

// ' \\———// \\ ' ' ’•

------- ——

Figur 1.21 Dannelse av dødislandskap a) Under dannelse b) Isen er borte, dødislandskapet er igjen

Iselvavsetninger (glasifluviale avsetninger) får vi når smeltevannselver renner under, oppå eller på siden av isbreen. Dette er vist på figur 1.22, og i en større sammenheng på figur 1.23. Sjø på isen

Elv på isen

Dødis

Elv på siden av isen Elv under isen

Lateralterrasse

Kame

Gru sås

Figur 1.22 Dannelse av iselvavsetninger

En elv som renner under isen, danner en grusås (også kalt esker), vann på siden av isen danner sideterrasser (lateralterrasser), og en sjø med bunnfelling av løsmasser oppå isen danner en haug (kame) når isen smelter vekk. Dødisdelta får vi som forklart på figur 1.21. 39

Figur 1.23a Isen ligger der

På figur 1.23a ligger isen der, og vi ser en smeltevannselv i en tunnel (1) under isen. Under isen ser vi også et dekke av bunnmasser som stadig blir produsert når isen skraper nedover dalen.

Figur 1.23b Dødis - isen smelter

På figur 1.23b er isen død, det vil si at den er uten bevegelse - den smelter bare ned. I dalsidene ser vi terrasser (2) som er framkommet ved at stein og jord er avsatt i smeltevannet langs kanten av isen. Nydannelse av en slik terrasse ser vi i (3). Grusryggen (4) kalles også esker eller ås, og dannes av elva under isen. På figur 1.23a ser vi en nydannelse av en slik esker (1).

40

På figur 1.23c er isen smeltet helt bort, og vi finner igjen restene. Vi ser to terrassenivåer, det siste (5) oppstod da isen lå lenge i dette nivået (figur 1.23b). Videre ser vi dødislandskap, dødisdelta (6), som oppstår når issprekker fylles med jord. Jorda blir liggende igjen som hauger når isen forsvinner.

Figur 1.23d Vegetasjonen kommer

På figur 1.23d kommer vegetasjonen. Vi ser en elveslette (7). Gran og bjørk kommer i liene med bunnmorene, mens furu kommer på tørre grusterrasser og «dødishauger».

1.6.2 Rennende vann Vann som ikke fordamper, samles før eller senere i bekker og elver og renner ut mot havet. Totalt fører verdens elver ca. 1 million m3 vann ut i havet hvert sekund. Amazonas er størst med 100 000 m3/s, Glomma fører ca. 600 m3/s og Nidelva i Trondheim 80 m3/s i gjennomsnitt. I likhet med isbreer kan virksomheten til rennende vann deles inn i tre:

- erosjon (graving) - transport - avsetning (sedimentasjon)

Erosjon

Vann som er i bevegelse, har evnen til å grave i jordmasser og fjell. Graveegenskapene er avhengige av mengden av løsmasser som er oppløst i vannet, vannhastigheten og hvilke masser det graves i. Se figur 1.24. Vannhastigheten varierer med hvor i elveprofilet vi måler. Den er størst like under overflaten midt i elva, og minst ved elvebreddene og på bunnen på grunn av friksjonen mot jorda. Figur 1.25 viser hastighetsprofilet i en rettlinjet elv. Figur 1.26 viser hvordan forhol­ dene blir i en elvesving, der vannet presses mot den ene siden. Vi får graving i yttersvingen.

41

Figur 1.24 Typiske elveprofiler langs en elv fra fjell til sjø

Figur 1.25 Hastighetsprofil i en symmetrisk elv

42

Figur 1.26 Asymmetrisk profil i elvesving

Graving i løsmasser Leiremasser har den egenskapen at de henger sammen (kohesjonskrefter), og gravingen på bunnen er svært liten hvis ikke elva fører med seg sand og grus som sliter på bunnen. Erosjon oppstår helst når sidene i elva blir bratte og leiren dermed raser ut. Ser vi på et snitt gjennom en deltaavsetning (figur 1.30), ser vi at grus blir avsatt før elva når sjøen, der hastigheten ennå er stor. Kommer vi lenger ut, avsettes det sand, deretter silt og lengst ute leire. Vi får skråstilte lag, og gjerne en lagvis oppbygning av grovere og fine lag. Grunnen er forskjellig vannføring til forskjellige årstider.

I sandmasser, derimot, foregår det en jevn sliting av sand og stein mot bunnen så lenge vannhastigheten er stor nok. Kommer vi der­ imot ut på et flatt område, et elvedelta, blir hastigheten lav, og sand og stein danner en hud på bunnen som hindrer videre erosjon. Slike elvedelta har vi ute ved havet eller ved en innsjø. Nivået i elvedeltaet kaller vi erosjonsbasis. Her vil elva grave bare i kantene, der denne huden mangler. Gravingen øker med hastigheten i vannet og er der­ for størst i yttersvingene, der hastigheten er størst. Vi får meanderdannelse. Figur 1.27 viser dette fenomenet.

Figur 1.27 Meanderdannelse

Vi ser at svingene på grunn av gravingen flytter seg lenger og lenger nedover, samtidig som dalbunnen blir bredere og bredere. Hvis vi for eksempel får en landhevning, vil erosjonsbasisen bli senket, og gravingen starter på nytt. Det dannes terrasser. Dette finner vi flere steder, for eksempel i Gauldalen i Sør-Trøndelag. Et snitt av det er vist på figur 1.28. 43

Terrasser

Figur 1.28 Elveterrasser

Forandring av et elveløp Vi skal være forsiktige med å forandre et elveløp som er stabilt. Det kan lett føre til forstyrrelse av vannstrømmen og erosjon. Hvis vi for eksempel bygger en molo eller fyller ut til et brokar på den ene siden av et rett elveløp, kan det fort bli meanderdannelse nedenfor, som vist på figur 1.29.

Før utfylling - rett elveløp

77

7?---- 7?

77

Utfylling fører til forandring i vannstrømmen

Meanderdannelse er i gang

Figur 1.29 Forstyrrelse av et elveløp

Graving i fjell Ved graving i fjell utvikler det seg daler med V-form. Hvis elva kommer fra et rikt morenelandskap, inneholder den mye grus og sand som virker slipende. Fjellet slipes ned til dype gjel med høye vertikale vegger. Dette kalles «canyons». Elver graver ellers mest i knusingssoner og svake bergarter. I fosser kommer vannet i rota­ sjon og kan bore seg ned i fjellet. Steinene slites ned, men det kom­ mer nye til som fortsetter boringen. Det dannes jettegryter. Slike finner vi mange steder i Norge.

44

Transport Transportevnen til vann er avhengig av hastigheten i vannet og vannføringen i elva. Transporten skjer på tre forskjellige måter: rullende mot bunnen, svevende og i oppløst tilstand. Vi har sett at en elv i vårflom flytter store blokker nedover med bul­ der og brak. Materiale som er rikt på finstoff, som sand, silt og leire, føres i svevende tilstand nedover elva. Jo større vannhastig­ heten er, desto større er «bæreevnen». Avtar hastigheten, avtar altså bæreevnen, og de grovere materialene bunnfelles først. En elv med mye svevende materiale er grumsete og uklar. Salter oppløses i vann og blir transportert i oppløst tilstand.

Avsetning (sedimentasjon)

Når en elv kommer ut på et flatere parti, avtar strømningshastigheten og dermed transportevnen. Materialene bunnfelles og avlei­ res. Elvetransporterte materialer er oftest godt sortert ved avsetnin­ gen og består vesentlig av sand og grus. Når elva kommer ut i en sjø, går vannhastigheten helt ned mot null, og det fineste materialet, leire, blir etter hvert bunnfelt.

Figur 1.30 Oppbygging av et delta

1.6.3 Ravinedannelse Raviner er kløfter som dannes i jordskråninger og bratte lier. De kan enten bli dannet av mye konsentrert overflatevann, eller de kan oppstå på grunn av grunnvannsstrømning.

Eksempler på overflatevannserosjon er utgraving forårsaket av smeltevann om våren. Vi får også erosjon av vann etter et kraftig regnvær. Vannet følger vegetasjonsfrie forsenkninger, som veier eller hjulspor. Vannet graver fra toppen av bakken og ned til bunnen. 45

Grunnvannserosjon får vi gjerne der grunnvannet kommer fram i dagen og jevnt og rolig vasker med seg mineralkorn. Når kanten blir bratt nok (brattere enn friksjonsvinkelen), får vi en utrasing. Masse blir da transportert bort av kildevannet i bunnen av ravinen. Betingelsen er at mineralkornene er så små at de kan transporteres bort av kildevannet. Hoper det seg opp grove masser, stopper pro­ sessen av seg selv. Utviklingsforløpet av en slik ravine er gjerne at grunnvannet blir senket på hver side, noe som gjør at massene blir mer stabile, slik at erosjonen opphører. Innerst i ravinene holdes derimot en konsentrert grunnvannsstrøm, et kildeframspring, ved like, og vi får stadig erosjon og tilbaketrekning av ravinen. Det opp­ står lange og trange kløfter innover i løsmassene. Figur 1.31 illustre­ rer dette.

Snitt a - tverrsnitt: I sandmasser

Snitt b - lengdesnitt:

Figur 1.31 Grunnvannsravine med tverrsnitt og lengdesnitt

1.6.4 Vindens virksomhet Vinden har kanskje sin viktigste geologiske betydning indirekte ved at den fører fuktig luft innover kontinentene, og ved at den setter havet i bevegelse slik at det eroderer kystene. Vinden har også en direkte virkning ved at også den eroderer, transporterer og avsetter. Erosjon skjer ved at sand og finere korn (støv) sliper på fjell og jordoverflaten og sliter den ned. Vi har altså en sandblåsing i stor 46

målestokk. Vinden sliter selvsagt mest på partier med svake berg­ arter og på de partiene som ligger mest utsatt til. Svake bergarter blir uthult, og sterke bergarter blir glattpolert.

Vindens transportevne av faste partikler er avhengig av vindhastig­ heten. Grove partikler blir blåst langs bakken, mens finstoff blir virvlet opp og kan føres fritt i lufta. Vind av liten kuling kan flytte sandkorn på opptil ca. 1 mm, mens siltpartikler blir virvlet opp og blåser bort. Vind med orkans styrke kan flytte steiner på opptil 1 kg, mens sand og grus blir virvlet opp. Når det er orkan i Sahara, faller det sand ned på det europeiske kontinentet helt opp til Danmark. Avsetning av sand foregår i form av sanddyner, som i ørkenstrøk kan bli opptil hundre meter høye. Sanddynene har slak lo side og bratt le side, som vist på figur 1.32. Sett ovenfra har lesiden halvmåneform.

Figur 1.32 Sanddyne i profil og grunnriss

Sanddynene er svært typiske i ørkenstrøk, der de kalles barkhaner. I Norge, der det blåser mye, legger sanden seg bak busker og fjellkratt og kan lage store sanddyner. Flygesand finner vi i Norge flere steder langs kysten, for eksempel på Jæren, Lista og Andenes. Flygesanddyner finner vi blant annet på Røros (Kvitsanden), i Melhus i Gauldal og nord for Garder­ moen. For å hindre ødeleggelser på grunn av vinderosjon blir det i dag plantet en del busker og trær som leplanting.

1.6.5 Havets påvirkning på kysten Havet utøver en betydelig geologisk virksomhet langs kysten med bølgeslag, tidevannsstrømmer og havstrømmer. 47

Selve erosjonen skyldes bølgene. Når bølgene beveger seg fritt, beveger en vannpartikkel i overflaten seg i sirkelbane. Diameteren i sirkelen er lik høydeforskjellen mellom bølgetopp og bølgebunn. Under overflaten avtar bevegelsene, men de er merkbare ned til en dybde lik bølgelengden, se figur 1.33.

Figur 1.33 Bølgebevegelse i vann

Når bølgene kommer inn over grunt vann, blir vannet nær bunnen hindret i sirkelbevegelsen. Bunnen av bølgene bremses mer enn bøl­ getoppene, som fortsetter innover. Bølgefronten blir bratt og kaster seg inn over land. Trykket i slike brenninger kan bli opp mot 300 kN/m2. Det oppstår dermed store krefter som bryter ned leiremassene; det danner seg et innhakk i strandmassene i nivå med hav­ flaten. Dette innhakket kalles en brant, og det dannes en strandterrasse. Dette er vist på figur 1.34.

Figur 1.34 Havets erosjonsprofil - abrasjonsprofil

48

1.6.6 Organismers virksomhet Vegetasjonsdekket påvirker den geologiske prosessen på flere måter. På den ene siden trenger planterotter ned i sprekker og sprenger og smuldrer opp fjellet. På den andre siden beskytter vegetasjonen de løse jordlagene mot erosjon både fra vind og vann, fordi rotsystemene binder jorda sammen. Bevokst skogbunn og myrterreng har en akkumulerende effekt på regnvann, slik at avren­ ningen til elver blir dempet og flommer hindres. Der det mangler vegetasjon, renner vannet fort til bekker og elver, og det kan oppstå flom. Myrer er sumpmarker som har oppstått enten på grunn av høy grunnvannstand eller ved gjengroing av tjern. Myrer er bygd opp av torv, som er en organisk jordart dannet av planterester. Torva dan­ ner de øverste lagene i myrene. Lenger nede kan vi finne gytje, som er omvandlede plante- og dyrerester.

Figur 1.35 a) Topogen myr, gjengroingsmyr i sumper og tjern. Horisontal overflate. b) Ombrogen myr. Dannes fordi et moselag holder på nedbøren. Ofte kon­ veks overflate. c) Soligen myr. Dannet på grunn av vanntilsig fra sidene. Finnes i hellende terreng.

2 - Geoteknikk BM

49

Det finnes tre forskjellige myrtyper: Torvmyrer eller topogene myrer er gjengroingsmyrer som oppstår i terrassegroper, sumper og tjern. Disse myrene har horisontale over­ flater, vist på figur 1.35a. Ombrogene myrer oppstår i fuktig klima der mosen er i stand til å holde på fuktigheten. Se figur 1.35b. Hvis de ombrogene myrene er dannet på grunn av at grunnvannet kommer sigende fra et høyere nivå, holdes mosen konstant våt, og vi får det vi kaller soligene myrer. Se figur 1.35c.

1.7 Indre geologiske prosesser Det kan også være nyttig å vite litt om de indre geologiske pro­ sessene. Det er hele 4,7 milliarder år siden jorda ble til og begynte å forme seg. De tyngste stoffene sank inn mot sentrum av jorda og dannet kjernen, og de letteste fant veien mot overflaten og dannet jord­ skorpa. De eldste skorpebergartene er 3,5 milliarder år gamle.

1.7.1 Bevegelser i jordskorpa Som nevnt i den innledende delen består jordskorpa av flere plater som flyter på et plastisk varmt underlag. Opprinnelig var de konti­ nentene vi kjenner i dag, ett superkontinent som sprakk opp på grunn av strømninger i mantelen. Disse strømningene kommer av at kjernen er så varm at mantelen «koker», som grøten i en grøtkjele. Jordskorpa trykkes sammen

Jordskorpa strekkes

Skorpe

Mantel

Kjerne (2500-3900 °C)

Figur 1.36 Prinsippskisse av strømning i mantelen

Strømninger i mantelen sliter på jordskorpa, slik figur 1.36 viser i prinsipp, og det gjør at den blir slitt opp i flere plater som beveger seg i forhold til hverandre. Vi kaller dette jordskorpebevegelser eller platetektonikk.

50

200 millioner år siden

65 millioner

Figur 1.37 Platebevegelser gjennom 200 millioner år

Figur 1.37 viser hvordan disse platebevegelsene har forandret jord­ overflaten de siste 200 millioner år.

1.7.2 Jordskjelv- og vulkanområder Figur 1.37 viser oppsprekkingen mellom de forskjellige platene. Disse oppsprekkingene er «sår» som aldri gror. Det er stadig beve­ gelser og «blødning» i sårene. Det er langs disse sårene de store aktivitetene skjer, slik som jordskjelv og vulkanutbrudd. Vi skal her nøye oss med å nevne et par svært sentrale områder. Se figur 1.38.

51

Figur 1.38 Sentrale bruddområder

Langs den midtatlantiske ryggen (A) blir sjøbunnen utvidet ved at magma blir pumpet opp og presser de to sjøplatene fra hverandre, se figur 1.39. Det dannes undersjøiske øyer. I dette området har vi også stor vulkansk aktivitet. Island er en øy som ligger på den midt­ atlantiske ryggen og er et resultat av vulkansk aktivitet.

Figur 1.39 Snitt gjennom den midtatlantiske ryggen

Når jordskorpa sprekker på ett område, som vi nå har nevnt, må det skje kollisjoner på et annet sted. Det skjer på vestkysten av Amerika. Her blir det amerikanske kontinentet presset vestover av Atlanterhavsplaten. På den andre siden kommer Stillehavsplaten mot øst, og vi får en kollisjon. Stillehavsplaten blir presset ned og smeltes om, mens Amerikaplaten blir presset opp slik at det dannes fjellkjeder (Andesfjellene). Fordi Stillehavsplaten blir presset ned, er havet svært dypt like utenfor vestkysten av Amerika. Dette er illustrert på figur 1.40. 52

Fjell kjededannelse

Aktiv vulkan

Stillehavsplaten

Amerikaplaten

Figur 1.40 Kollisjon mellom sjø og land på vestkysten av Amerika

Vi kan tenke oss at det oppstår enorme krefter mellom de to platene som skal gli på hverandre på figur 1.40. Det er stor friksjon, og pla­ tene ligger i ro. Etter hvert bygger kreftene seg opp, og plutselig glir det. Vi har et jordskjelv.

1.8 Sammendrag Jordkloden er en roterende kule som er satt sammen av flere lag, fra kjerne til skorpe. Vi har tre bergartsfamilier - sedimentære, eruptive og metamorfe bergarter.

Bergartene er bygd opp av mineraler, som det finnes rundt tre tusen forskjellige av. Bare et tjuetall er godt kjent. Kvarts, glimmer og feltspat er de tre mineralene i bergarten granitt.

Mineralkornenes størrelse bestemmes ved kornfordelingsanalyse, mekanisk eller ved slemming. Korngraderingstallet Cu = d^/d^. Det forteller hvor godt sortert og hvor komprimerbart materialet er. Cu = 8 er en kritisk verdi i så måte.

Vann opptrer på flere måter, både fritt og bundet. Tele er et vannog frostproblem, men er i høyeste grad materialavhengig. Soli­ fluksjon er et frostproblem. Vi har tre typer av myrer - soligene, topogene og ombrogene. Inn­ delingen bygger på måten de er dannet på, og beliggenheten. Store ytre geologiske prosesser forårsakes av is, vann og vind. De utøver alle en eroderende, transporterende og avsettende virk­ somhet.

De indre geologiske prosessene er blant annet platebevegelser (platetektonikk) og vulkan- og jordskjelvaktivitet som oppstår på grunn av platebevegelsene. 53

1.9 Øvingsoppgaver 1.1

Forklar hva dypbergarter, gangbergarter og dagbergarter er. Hva slags kornstruktur har disse forskjellige typene av bergarter?

1.2

Nevn noen typer sedimentbergarter. Hvordan har de opp­ stått?

1.3

Hvilke former for mekanisk forvitring har vi?

1.4 Forklar forskjellen på glasiale og glasifluviale avsetninger. 1.5

Morene er betegnelsen på det materialet en bre avsetter etter avsmeltingen. a) Hva kalles de forskjellige morenedekkene? b) Hvordan er materialet i hvert av dem sammensatt?

1.6 Forklar hva dødismorene er.

1.7

Forklar hva en esker er.

1.8

Forklar kort hva en ravine er. Hvordan oppstår den?

1.9 Forklar hvordan en abrasjonskyst oppstår. 1.10 Forklar forskjellen på torv og myr.

1.11 Det finnes tre forskjellige slags myrer. Hva kalles de, og hvor­ dan oppstår de? 1.12 Hvor finner vi vulkanske strøk?

1.13 Forklar hvordan forkastningsbevegelser foregår.

54

2 Klassifisering og identifisering. Grunnunder­ søkelser

2.1 Innledning Et vanlig fast byggemateriale, som stål, tre eller betong, kan karak­ teriseres med relativt få materialtekniske egenskaper med hensyn til byggeteknikk.

Jord er derimot et trefaseelement som består av et kornskjelett, vann og luft i et vilkårlig forhold. Blandingsforholdet mellom de tre elementene er med på å bestemme de materialtekniske egen­ skapene til jorda. For å bestemme kvaliteten av et leirelag kan det således være nødvendig å bestemme mange forskjellige størrelser og forholdstall for å få et entydig bilde av materialegenskapene. Dette gjør klassifisering og identifisering av jordarter så viktig. Identifiseringsundersøkelsen består blant annet av å bestemme kornstørrelser, korngradering, densiteter, vanninnhold, poreforhold, plastisitetsforhold og sensitiviteter. Disse dataene benyttes til å klassifisere jordarten og bedømme hvor brukbar den er i byggeteknisk sammenheng.

Et annet sett undersøkelser består i å bestemme de mekaniske egenskapene til jordarten. Dette blir behandlet i egne kapitler der vi tar for oss anvendt geoteknikk, som fundamentering, det vil si beregning av setninger og bæreevne, og beregning av jordtrykk og stabilitet. Den delen av undersøkelsene som foregår i laboratoriet, blir behandlet i tilknytning til hver enkelt undersøkelse i den grad det er nødvendig.

55

2.2 Jordartenes masse/volumforhold I geotekniske beregninger og rapporter er det nødvendig å beskrive det relative mengdeforholdet mellom de forskjellige fasene som inngår i trefaseelementet jord. Vi har med andre ord et behov for å tallfeste egenskaper for å kunne snakke samme språk i faget geo­ teknikk.

I 1982 kom den første Norsk standard i geoteknikk, NS 8000serien. Jordas oppbygning - og begreper, terminologi og symboler i denne sammenhengen - er behandlet i NS 8010. De forholdene vi spesielt er ute etter, er -

densiteter tyngdetettheter vanninnhold porevolumprosent metningsgrad

For å illustrere disse forholdene på best mulig måte, skal vi ta for oss en jordprøve. Snittflaten til en jordprøve som er tatt direkte ut fra jorda, kan vi tenke oss ser ut som vist på figur 2.1.

Mineralkorn

Vann i porer

Luft i porer

Figur 2.1 Snitt gjennom en jordart

Hvis vi tenker oss denne prøven separert, slik at vi får fast stoff (mineralkorn) for seg, vann for seg og luft for seg i det samme ytre volumet, får vi en tenkt situasjon som vist på figur 2.2.

56

Figur 2.2 Masse/volum-forhold for en jordart. Det totale ytre volumet er som på figur 2.1.

Symbolene på figuren står for: - total masse = mw + ms = massen av vann ms = massen av fast stoff, det vil si masse avtørre mineralkorn V = totalt volum = V + V = K + K. + K K = volumet av luft Kw = volumet av vann kp = volumet av porer = samlet volum av vann og luft = Ka + Kv K = volumet av fast, tørt stoff w = vanninnhold n = porøsitet = porevolumprosent Sx = metningsgrad m

P

o

d

W

2.2.1 Definisjoner av densiteter Definisjonene er i samsvar med NS 1020, del 3, og NGFs praktise­ ring av SI-enheter i geoteknikk (revidert i mars 1980). En masse på 1 kg defineres som massen av kilogramprototypen som blir oppbevart i Det internasjonale byrået for mål og vekt i Paris. Måling av masse foregår etter skålvektprinsippet ved direkte sammenlikning av masser med kilogramprototypen. En masse har konstant størrelse overalt på jordkloden. Den er uavhengig av tyngdeakselerasjonsfeltet (jordas gravitasjonsfelt). Densitet (p) Densiteten til et materiale er definert som massen av et materiale slik vi finner det i felten, med porer og vann inkludert, dividert med 57

det totale volumet av materialet, se figur 2.3. Laboratorieundersø­ kelsen er beskrevet i NS 8011. total masse m . . ----- ;----- ;---- = — (g/cnr) totalt volum---- V

(2.1)

Talleksempel: 1,7-2,1 g/cm3 = 1,7-2,1 t/m3 Figur 2.3

Masse

Volum

V

Tørr densitet (pd) Med tørr densitet for et materiale mener vi massen av det tørre, faste stoffet (massen av mineralkornene alene) dividert med det totale volumet massen inntok i felten, se figur 2.4.

Pa =

Tørr densitet pd =

masse fast tørt stoff = y (g/cm3) totalt volum

(2.2)

Figur 2.4

Talleksempel: 1,4-1,8 g/cm3

Tørr densitet benyttes som mål for komprimeringsgraden ved for eksempel dam- og veibygging.

Masse

Volum

Korndensitet (ps) Med korndensitet mener vi massen av det faste, tørre stoffet (mas­ sen av kornene) dividert med volumet av det faste stoffet, se figur 2.5. Korndensitet er det samme som densitet av fast stoff. Labora­ torieundersøkelsen er beskrevet i NS 8012.

masse fast tørt stoff rns 3 f t 7e = 17 (g/cm ) volum fast tørt stoff Ks

Ps = —1

korndensitet p = —

s

(2.3)

Figur 2.5

Talleksempel: 2,6-2,9 g/cm3

Densitet av vann (pw) Med densitet av vann mener vi massen av vannet dividert med volu­ met av vannet, se figur 2.6. Densiteten av rent vann er 1,0 g/cm3.

Pw

Figur 2.6

58

171 masse vann = —~ (g/cm3) = (1,0 g/cm3) volum vann

(2.4)

2.2.2 Kraftbegrepet. Definisjoner av tyngdetettheter For å kunne beregne krefter og spenninger som oppstår i jord og mot konstruksjoner i jord, må vi innføre kraftenheten newton (N).

En newton (N) er definert som den kraften som gir en masse på 1 kg en akselerasjon på 1 m/s2, det vil si at 1 N = 1 kgm/s2.

Generelt har vi at F = m • a (kraft = masse • akselerasjon). Tyngde definerer vi slik:

G = m • g, tyngde = masse • tyngdens akselerasjon. (2.5)

Fordi jorda er litt flattrykt, varierer tyngdens akselerasjon g med hvor vi befinner oss på jordoverflaten. Ved 45. breddegrad er g = 9,806 65 m/s2. Dette er den definerte verdien av g. I Norge, der vi er nærmere jordas sentrum, er g ~ 9,82 m/s2. I utregninger bru­ ker vi vanligvis den tilnærmede verdien g = 10 m/s2. Vi får da at en masse på 1 kg har en tyngde lik G = m • g = 1 kg • 10 m/s2 = 10 kg m/s2 - 10 N. Tyngdetetthet (7)

Tyngdetetthet er definert som tyngden av et materiale inkludert luftporer og vann dividert med det totale volumet. (j

7 = — =

tti

= p'8 (kN/m3)-

(2.6)

Normal verdi er 17-21 kN/m3. Definisjonen gir oss at tyngdetettheten 7 = densiteten p ■ tyngdeakselerasjonen g.

Den mest praktiske benevningen for 7 er kN/m3. Tilsvarende har vi at tyngdetettheten av fast stoff, 7S, er lik tyng­ den av tørt, fast stoff dividert med volumet av det tørre stoffet, eller

Normal verdi for ys er 26-29 kN/m3. 59

Neddykket tyngdetetthet (y') Neddykket tyngdetetthet er definert som tyngdetettheten av et materiale etter at det er dykket under vann.

Denne størrelsen bruker vi for eksempel for jordmateriale som befinner seg under grunnvannsnivå, GV. Dette materialet vil få en oppdrift som er lik tyngden av den fortrengte væskemengden (Arkimedes’ lov).

Hvis vi på en enkel måte skal kunne regne ut neddykket tyngdetett­ het y' for et volum på 1 m3 ved å redusere tyngdetettheten y med 10 kN/m3 (yw = oppdriften av 1 m3 materiale), kan ikke materialvolumet inneholde åpne porer som kan bli fylt med vann. Da vil oppdriften bli mindre. I utgangspunktet må derfor alle porer være fylt med vann. Vi må altså finne tyngdetettheten av materialet når alle porer er fylt med vann. Dette kalles mettet tyngdetetthet, "/mettet •

Sammenhengen er slik: T

"/mettet

(2-8)

"Yw

Dette skal vi senere illustrere ved hjelp av eksempler.

2.2.3 Definisjon av poreforhold Definisjonen er i samsvar med NS 8014. Porøsitet = porevolumprosent = volumet av porer ws, har materialet full metning, Sr = 1,0. En økning av vanninnholdet gir da en tilsvarende volum­ økning. Visuelt kan vi se dette ved at for w < ws er overflaten lys; vi ser ikke vannet i overflaten. For w > ws er alle porer fylt med vann, noe som gir en mørk overflate.

Plastisitetsindeksen (/p) Plastisiteten, eller plastisitetsindeksen Ip, for en leire er definert som det vanninnholdsområdet der leiren er plastisk, altså der den er formbar uten å flyte ut eller smuldre opp (se figur 2.22). /p = wL _ Wp

For norske leirer har vi disse grenseverdiene for / :

V i har lite plastisk leire (mager leire) når Ip < 10. V i har middels plastisk leire når 10 < Zp < 20. V i har svært plastisk leire når Ip > 20.

Figur 2.22 Definisjon av plastisitetsindeks /p og flyteindeks /L

Flyteindeksen (/L)

Flyteindeksen IL brukes for å beskrive hvordan det naturlige vann­ innholdet ligger i forhold til det plastiske området, se figur 2.22.

w - wp _ w WL - Wp

- H’p 4

(2.13)

73

Normalt ligger vanninnholdet w mellom wL og wp, det vil si at Wp < w < WL Og 0 < /[ < 1. For kvikkleire derimot, har vi svært høyt vanninnhold, for da er w > wL, og det gjør at IL > 1 (ofte 3-4).

2.4.3 Sensitivitet (St) Sensitiviteten er kanskje den viktigste av alle identifiseringsparametrene (geoteknisk sett). Den uttrykker hvor mye en leire blir svekket når vi begynner å arbeide med den, og gir forholdet mellom den fastheten leiren hadde i uberørt tilstand, og fastheten den har etter at den er omrørt (eltet).

sr

udrenert uforstyrret skjærfasthet omrørt skjærfasthet

(2.14)

Dette fasthetsforholdet, eller heller svekkelsesgraden, kan vi finne enten i felten ved hjelp av vingebor eller i laboratoriet ved hjelp av konusforsøk på innbrakte uforstyrrede prøver. Vi deler inn sensitiviteten i disse kategoriene:

Lite sensitiv: St < 8 Middels sensitiv: 8 < St < 30 Svært sensitiv: St > 30 Liten sensitivitet betyr at et eventuelt brudd blir varslet i god tid med relativt små deformasjoner, og vi har god tid på oss til å foreta sikringstiltak, for eksempel lage en motfylling mot en skråning.

Er derimot sensitiviteten stor, St > 30, vil et brudd skje raskt og uten forvarsel, og dermed har vi ingen mulighet for å sette i verk sikringstiltak. I tillegg vil leiren også oppføre seg såpass flytende at massene kan ødelegge store områder nedenfor selve rasområdet. Dette er typisk for kvikkleireskred.

2.4.4 Kvikkleirer Vi skal først se på hvordan en kvikkleire kan være dannet, se figur 2.23.

En betingelse for at vi skal kunne få kvikkleire, er at leiren befinner seg under tidligere havnivå, det vil si under MG. Leire som ble avsatt der, hadde opprinnelig et saltinnhold i porevannet på 35%o. 74

Figur 2.23 En måte kvikkleire kan være dannet på

Når så landet hevet seg og ferskvannet rant ut mot det nye hav­ nivået, vasket ferskvannet ut saltet som var i porevannet. Saltinn­ holdet avtok derfor gradvis. Når saltinnholdet blir mindre enn 5 %0, regner vi med at det kan oppstå kvikkleire. Bare en liten rystelse vil være nok til at kvikkleiren glir ut som en suppe. Det største raset vi kjenner til i Norge, er Verdalsraset i 1893, da 55 millioner kubikk­ meter leiremasse raste ut og oversvømte ca. 9 km2 jord. 112 men­ nesker omkom, og 50 gårder forsvant. Det siste tragiske eksemplet er Rissaraset i Sør-Trøndelag 29. april 1978, da 330 mål raste ut og 6 millioner kubikkmeter leire fløt utover. Ett menneske omkom. Det som særlig karakteriserer kvikkleiren, er skjær fastheten sr til den omrørte leiren. For kvikkleirer er den omrørte skjærfastheten

sr < 0,5 kN/m2 Indirekte kommer dette også til uttrykk ved hjelp av sensitiviteten St, som blir svært stor (ofte > 50).

Videre er kvikkleiren karakterisert ved et svært høyt in situ-vanninnhold, høyere enn flytegrensen.

w > wL, det vil si /L > 1

75

2.4.5 Stabilisering av leire Tilsetting av salt Når det gjelder kvikkleire, har vi konkludert med at årsaken til kvikkheten er at saltet er vasket ut. Det er derfor naturlig å tenke seg at vi kan få fastheten til å øke ved å tilsette salt til den utvaskede leiren. I små prøver i laboratoriet gir nok dette gode resultater med rask økning av fastheten. In situ, derimot, får vi helt andre dimensjoner. Fordi leiren er så tett, vil saltinnvaskingen ta veldig lang tid. Vi må være oppmerksom på at utvaskingen har tatt kanskje 10 000 år, og selv om vi tilsetter saltoppløsning på konsentrerte steder (hull), vil gjennomrenningen gjennom porene ta veldig lang tid. Det er også foretatt saltinnføring i leire ved hjelp av elektrolyse. Det har vist seg å være en svært kostbar metode, men den er under utvikling og kan derfor bli aktuell senere i tilfeller der forholdene ligger til rette for det.

Kalkstabilisering Kalkstabilisering av bløt leire har vist seg å være en svært brukbar metode. Forsøk har vist at hvis vi tilsetter minst 3 masseprosent brent kalk til leiren, så blir de plastiske egenskapene til leiren totalt forandret, se figur 2.24.

Figur 2.24 Innvirkningen av kalktilsetning på de plastiske egenskapene til leire

Framstillingen på figur 2.24 viser at leiren i utgangssituasjonen er en flytende leire, w > wL. Ved en gradvis øking av kalktilsetningen går vanninnholdet ned, og ved ca. 3 % kalktilsetning har vi fast leire, w < wp.

76

Avhengig av behovet skiller vi mellom overflatestabilisering og dypstabilisering av leire. Overflatestabilisering Ved overflatestabilisering i for eksempel byggegroper eller ved mindre veianlegg freser man kalk ned i ca. 20 cm dybde etter denne arbeidsrutinen:

1 Ca. 3-4 masseprosent kalk sprøytes eller strøs på overflaten. 2 Ved hjelp av en lett landbruksfres freses kalken ca. 20 cm ned. 3 Overflaten valses lett for å tette porene. Virkningen oppstår etter noen timer.

Ved undersøkelse av kvaliteten etter flere år viser det seg at den delen av leiren som er stabilisert, har økt fra ca. 20 cm til ca. 50 cm dybde, se figur 2.25. Tiden har altså en positiv innvirkning på resultatet. I

I Øket bæreevne

/z.V T

y

.... y/\v ■. 20 cm nedfresing

w \
/ i \ ff' \\—' ff y

""ff