Ingeniørgeologi. 1 : Generell geologi [1, 3 ed.] 8251903963 [PDF]

Zitiervorschau

Rolf Selmer-Olsen

INGENIØRGEOLOGI DEL I GENERELL GEOLOGI

3. utgave

b Nasjonalbiblioteket Depotbiblioteket

1980

ISBN 82-519-0396-3

Forord

Tidligere utgaver av forelesningsreferater i faget ingeniørgeologi for bygnings­ ingeniører utkom 1964, 1966 og 1971. Utgaven 1971 omfattet den generelle geologi og anvendelsen av jordarter og bergarter til byggetekniske formål. Den utkom samtidig med at den gjeldende studieplan for Bygningsingeniøravdelingen ble innført. Erfaringene med dette generelle grunnkurs har ført til en del endringer i den nye utgave av Del I Generell geologi.

Studieplanen har to videregående grunnfag i ingeniørgeologi, ett vedrørende jord og ett vedrørende fjell. Alle tre fag har fastlåste tidsrammer for under­ visningen som bestemmer omfanget av pensum. Studentene ved NTH har også fått undervisning i tilgrensende fag mellom fagets første og to senere deler som ikke skal gjentas, f.eks. i geoteknikk. Dette har hatt betydning for disponeringen av stoffet. Fremstillingen kan av den grunn virke noe oppstyk­ ket og ufullstendig for dem som ikke følger studieplanen. De tre forelesningskompendier spenner over emner fra en serie fag innen geo­ logi, anvendt geologi, geoteknikk, bergmekanikk etc. Denne bredde og de gitte tidsrammer har ført til at kompendiene ikke har kunnet utarbeides som vanlige lærebøker med referanser, diskusjoner og en nøytral jevnbyrdig detaljrikdom i alle emner. Vekten har måttet legges på en kort, enkel og oversiktlig fremstilling og på de emner som en har fått erfaring for at våre bygningsingeniører har bruk for. Den fagramme som er satt, er også bestemt av de geologiske forhold vi har i Norge og den problemstilling, forskning og utvikling som kontakten med den praktiske byggevirksomhet har fremtvunget for faget ved Geologisk Institutt. Flere av de forskningsresultater og erkjennelser som er angitt er ikke publi­ sert annet sted.

Trondheim, juni 1976. R. Selmer-Olsen

-VII-

INNHOLD

FORORD

INNLEDNING.................................................................................................... Noen bemerkninger om jordoverflatens form og sammensetning. . . . Jordartsbetegnelser.................................................................................... Kornfordelingsanalyser............................................................................. Kornform....................................................................................................

1 3 5 9 14

MINERALENES EGENSKAPER.................................................................... Dannelse av mineraler............................................................................... Krystaller.................................................................................................... Bestemmelse av mineraler.........................................................................

17 17 18 23

MINERALBESKRIVELSE............................................................................... Elementer.................................................................................................... Sulfider og svovelforbindelser.................................................................. Oksyder........................................................................................................ Fosfater og halogenider (klorider og fluorider)....................................

25 25 25 26 28 29 29 30 42

Sulfater........................................................................................................ Karbonater.................................................................................................. Silikater......................................................... ;........................ Beregnet mineralsammensetning av den kjente del av jordskorpen . .

43 BERGARTER....................... Eruptive bergarter...................................................................................... 44 Sedimentære bergarter............................................................................. 50 Metamorfe bergarter.................................................................................. 53

- VIII -

DE YTRE VIRKENDE PROSESSER Noen bemerkninger til energiproblemet Vannet i den øverste jordskorpen......... Forvitring.............................................. Massebevegelser......................................... Det rennende vanns virksomhet.............. Isens virksomhet....................................... Vindens virksomhet.................................. Havets virksomhet ved kysten................ Organismers virksomhet......................... Den alminnelige denudasjon..................

. 59 . 59 61 92 100 100 119 137 140 146 149

HAVETS GEOLOGI........................................................... Generelle forhold......................................... Sedimentasjon................................................ Vekslinger i havets nivå og utbredelse.......................................

151 151 152 155

DE INDRE VIRKENDE PROSESSER Vulkaner.................................................. Dypereliggende eruptive prosesser........................................... Jordskjelv................................................ Jordskorpebevegelser...................................... Metamorfose............................................................ ..

157 157 160 163 165 180

JORDENS BYGNING......................................................... Jordskorpen.............................................. Varmeforhold i jordskorpen................................................ Jordens indre..................................................

184 184 185 186

HISTORISK GEOLOGI.................................................. Midler til å studere jordens historie.................................... De geologiske formasjonene.............................................. Livets utvikling.............................................

188 188 189 192

NORGES FJELLGRUNNS REGIONALE GEOLOGI Grunnfjellet......................................... Sparagmitt-formasjonen ....................................... Den kambro-siluriske formasjon......................... Den kaledonske fjelIkjedefoldning....................... Tiden etter fjellkjedefoldningen......................... Oslofeltet i permtiden........................................... Norge i jordens middeltid og nyere tid.............. De norske bi land................

.195 .195 .198 .198 .199 201 201 202 203

-IX-

KVARTÆRTIDEN OG DENS AVSETNINGER.......................................... 205 Norge i kvartærtiden................................................................................. 211 ANVENDELSER AV LØSE MASSER OG BERGARTER TIL BYGGETEKNISK FORMÅL...................................227 Metoder for vurdering av bergartenes materialtekniske egenskaper . .228 Grunnlag for vurdering av løsmassers anvendbarhet.............................. 239 Bygningsstein..............................................................................................243 Betongtilslag................................................................................................ 249 Vegmateriale................................................................................................ 252 Fyllinger.......................................................................................................258 Lokalisering av løsmasser for byggetekniske formål.............................. 265

SNØ OG SNØSKRED......................................................................................... 267

STIKKORDLISTE..............................................................................................275 SUPPLERENDE LITTERATUR OVER GENERELLE GEOLOGISKE EMNER........................................................... 281

INNLEDNING

Geologi betyr læren om jorden. I tidens løp er mange faggrener dannet innen dette brede fagkompleks. Enkelte av disse regnes idag vanligvis ikke med til faget geologi. Fagets avgrensning er etter hvert blitt bestemt av tradisjon og utvikling.

Vanligvis sammenfattes i begrepet geologi følgende hovedgrupper av fag: Mineralogi og krystallografi (læren om de enkelte mineraler). Petrologi og petrografi (læren om bergartene). Paleontologi (læren om det organiske liv ned gjennom tidene). Generell geologi (læren om prosessene på jordoverflaten). Regional geologi (læren om materialers og fenomeners regionale fordeling). Historisk geologi (læren om forholdene på jorden ned gjennom tidene). Teknisk-økonomisk geologi (læren om de geologiske fags tekniske og økonomiske aspekter).

Disse faggrupper er igjen delt opp i en serie undergrupper. De går tildels noe på tvers av nevnte inndeling og har ofte et regionalt preg bestemt av de geo­ logiske forhold i landet. I Norge skiller man f.eks. mellom kvartærgeologi (overflateformer og de løse jordlags geologi) og det faste fjells geologi som en hovedinndeling.

På bakgrunn av de økonomiske aspekter kan man skille mellom faggruppene: Råstoffgeologi (malmgeologi, oljegeologi og de mineralske råstoffers geologi). Agrogeologi (læren om jordsmonnet som grunnlag for vegetasjonen). Ingeniørgeologi og geoteknikk (læren om jordskorpen som byggegrunn og byggemateriale). Hydrogeologi (læren om vannet i og på kontinentene).

Vi har også tilstøtende spesialfelter som geofysikk og geokjemi. Det har vært en tradisjon blant bygningsingeniører i Norge å nytte geologer til å gi redegjørelser for de geologiske forhold i forbindelse med større bygge­ prosjekter, spesielt ved fjellanlegg. Faget Ingeniørgeologi har utviklet seg i

-2-

dette grenseområde mellom geologi og bygge- og anleggstekniske fag. Den rivende utvikling i de angjeldende fag og den store allsidige ekspansjon i byg­ gevirksomheten har gjort det stadig vanskeligere for en vanlig arbeidende geo­ log å holde seg å jour. Faget er derfor etter hvert blitt anerkjent som en egen gren av de geologiske fag. Det har sin målsetning i det å være et hjelpefag for bygg- og anleggsfagene og har meget til felles både med løsmasse-geoteknikk og bergmekanikk og med de rene byggetekniske fag. Men det skiller seg fra disse ved i særlig grad å ta sitt utgangspunkt i og konsentrere seg om invol­ verte geologiske forhold og søker å belyse den innflytelse disse har på bygge­ tekniske problemer og løsninger. En kan si det enkelt slik: Er det en geolo­ gisk faktor med i en byggeteknisk problemstilling, er også et ingeniørgeologisk problem involvert.

De forskjellige tradisjonelle tendenser i målsetting, utdannelsesopplegg og yrke som vi har for en sivilingeniør og en cand.real, har faglig sett ført til forskjellige interesseområder og en viss svikt i kommunikasjonen faglig og forskningsmessig mellom de to yrkesgrupper. Dette søker ingeniørgeologien å avhjelpe for sivilingeniørenes del. Ingeniørgeologi er geologi anvendt på bygge- og anleggstekniske fag og til dels utviklet med henblikk på disse fag. Det utvalg av geologiske emner som skal gis i disse forelesninger, er beregnet som et hjelpemiddel for bygnings­ ingeniører på linje med mange andre fag.

Det som skal gjennomgåes i denne forelesningsserie er læren om jordklodens bygning og de virkende prosesser på jordens overflate. Videre skal behandles trekk fra jordens historie, Norges geologi, mineralogi og petrografi. Det vil innen disse emner bli lagt særlig vekt på forhold som ingeniører innen byggeog anleggsvirksomheten i Norge erfaringsmessig har bruk for. Videre vil en del spesialemner i grensefeltet mellom geologi og anleggsfag bli behandlet.

- 3-

Noen bemerkninger om jordoverflatens form og sammensetning Etter stoffinnholdet deles jorden i litosfæren (selve steinskorpen), hydrosfæren (vannlaget utenpå steinskorpen) og atmosfæren (luftlaget over). Vekt­ en av disse tre deler er henholdsvis 6■1024, 1,3 • 1021 og 5,3 ■ 1018 kg.

Av form er jorden en rotasjonsellipsoide med radius ved ekvator på 6377 km. Den korteste radius er ved polene, og der er den ca. 21 km mindre. Uregel­ messighetene i litosfæren som sees som fjell og havdyp, gir høydedifferanser på nesten 20 km. Største havdyp er på ca. 11 000 m. Til en oversikt over den prosentvise arealfordeling for høydene over havet og dybden under, nyttes den hypsografiske kurve (fig. 1). Det er en summasjonskurve som viser hvor stor prosent av litosfæren ligger over et visst høydenivå. Den hypsografiske kurve gir tilkjenne at vi har typiske kontinen­ ter med gruntvannsarealer (kontinentalsokkelen) og en markert skråning mot de større dyp (kontinentalskråningen). Dyphavene utgjør over halve jordens overflate. Var litosfæren jevnet ut, ville havet stige 245 m og hydrosfæren være 2685 m dyp.

Fig. 1. Hypsografisk kurve for jordoverflaten. A - B: C - E: F : F -G: G - D:

Hydrosfærens overflate ved utjevning av litosfæren. Litosfærens middelnivå. Strandlinjen. Kontinentalsokkelen. Kontinentalskråning.

-4-

Atmosfæren har nær jordoverflaten følgende sammensetning: Surstoff 21 vol %. Kvelstoff 78 vol %. Andre gasser (vesentlig argon) 1 vol %.

Kullsyreinnholdet er 0,03 vol % og vanndampinnholdet varierer mellom 0 og ca. 4 %. I større høyder endres denne sammensetning vesentlig.

Atmosfæren har ved jordoverflaten en tetthet på ca. 1,3 g/dm3 og øver et trykk på ca. 0,1 MPa. Trykk og tetthet avtar med høyden over havet. F.eks. i ca. 10 000 m høyde er trykket 0,025 MPa. I større høyder avtar tettheten svært langsomt og noen bestemt øvre grense for atmosfæren kan ikke angis. Nordlys finnes f.eks. fra 100 til 1000 km høyde. De vanlige skyer finnes fra 1 til 10 km og de lysende nattskyer opp til 100 km over hydrosfæren. Det er de underste 10 — 15 km av atmosfæren (troposfæren) som har størst be­ tydning for forholdene på jordoverflaten.

Hydrosfærens sammensetning er gjennomsnittlig 96,5 % H2O, 3,5 % ioni­ serte oppløsninger av omkring 30 elementer som danner salter ved inndampning, og da ca. 77,8 % NaCI. Vi har da sett bort fra den organiske komponent og det forhold at elvevannet for en stor del fører noe kalk og kiselsyre til kystområdene. Disse stoffer felles igjen ut av sjødyr. Større saltholdighet fin­ nes i nær avsnørte havområder hvor avdampningen er særlig stor. På den an­ nen side har ofte kystvannet ved åpne kyster litt lavere saltinnhold på grunn av tilførsel av elvevann. Men forøvrig varierer havets sammensetning svært lite.

Litosfærens sammensetning er derimot meget variert. De elementer som gjen­ nomsnittlig sterkest inngår er på den skandinaviske halvøy:

0 Si Al Fe K Ca Na Mg

— -

47,8 31,7 7,77 3,32 2,95 2,42 2,27 1,02

% » » » » » » »

Ti H S P Ba Cl Cr C

-

0,25 0,09 0,05 0,05 0,05 0,05 0,04 0,03

% » » » » » » »

F Zr Mn Sr Ni V Cu Li

<
'* {? Silt 1.)

Syenittfamijien Dypbergarten syenitt består av kalifeltspat (ortoklas) med en mindre mengde glimmer, pyroksen eller hornblende. Den adskiller seg altså fra granitt ved at den ikke inneholder kvarts (i hvert fall ikke i nevneverdig mengde). Det finnes en mengde forskjellige syenittvarianter med høyst forskjellig struktur og ut­ seende. De har fått hver sine spesielle navn, oppkalt etter lokale stedsnavn (sp.v. 2,6).

Syenittene er meget mindre utbredt enn granittene. I Norge er de mest typisk utviklet i Oslofeltet. Den mest kjente er nordmarkitt, som er en middelskornig og lyserød syenitt som kan inneholde litt kvarts (0 - 5 %).

- 47 -

Utenfor Oslofeltet har vi syenitter i Egersundfeltet, ved Bergen, i Jotunheimen og indre Sogn og i Lofoten. Lofotsyenitten er brukt en del til monumenter. Den er grovkornig og brunlig-grå. Syenittens dagbergart kalles trachytt. Denne inneholder ofte sanidin som fenokrystaller. Syenittpegmatittene er ofte rike på sjeldne mineraler. Har syenitten underskudd på SiO2 slik at det ikke er nok til all feltspaten i bergarten, får en dannet nefelin og bergarten betegnes nefelin-syenitt. Granitter og syenitter er gjerne meget sprø bergarter, særlig når de er groveller middelskornige. De finkornige gangbergartene kan være vesentlig sterkere mot dynamiske påkjenninger.

Dionttfamilær^ Dioritt er en bergart som består av albittrik (natronrik) plagioklas sammen med hornblende (eller undertiden pyroksen eller glimmer). Den adskiller seg fra syenitt ved arten av feltspat. Diorittene er som regel rikere på mørke mine­ raler (dvs. pyroksen, hornblende, mørk glimmer etc.) enn både granittene og syenittene. De er derfor gjennomgående mørkere og tyngre enn disse bergar­ ter. De har svær ofte et spraglet utseende, hvor en lett skjelner feltspaten fra de mørke mineralene. (Densitet 2,8-2,9.)

Dioritter opptrer for det meste i mindre masser. De finnes i Norge på en del spredte steder i det sydnorske grunnfjell (Trysil, Kongsberg, Modum, Arendal) og i det vestlige fjelIkjedestrøk (Smøla — Hitra og Oppdal - Inset). Diorittiske gang- og dagbergarter med porfyrisk struktur kalles porfyritter. Slike bergarter finnes i Norge i mindre mengder i Trysil, Telemark og Trønde­ lag, tildels i omdannet form. Diorittens dagbergart heter andesitt.

Mfdhpmynjpjjene^ Qf^no^iorittO£ Pjorizon itt_

Normale dioritter inneholder ikke kvarts i vesentlige mengder. Derimot har man en spesiell bergartsgruppe, granodiorittene, som er kvartsholdige. De sva­ rer nær til granittene i sammensetning, men adskiller seg fra dem ved arten av feltspat (plagioklas istedenfor ortoklas). Man har en rekke typer av granodioritt. Den viktigste norske type er trondhjemitt, som er omtrent hvit og består nesten bare av plagioklas og kvarts med litt glimmer. Den finnes i stor utstrek­ ning i Trøndelag og indre Sogn. Den er brukt en del til bygningsstein (under navn av »hvit granitt»). Den tilsvarende dagbergart er dacitt (kvartsporfyritt). Den finnes i meget små mengder i Trøndelag.

-48 -

Monzonitt er en annen mellomtype som inneholder lite kvarts, men har nær like mengder kalifeltspat, plagioklas og mørke mineraler som pyroksen, horn­ blende og biotitt. Larvikitt, er en grovkornig monzonitt med varierende lyse og mørke gråtoner og ofte med et perlemoraktig fargespill. Fargespillet kom­ mer av at feltspaten er full av sub-mikroskopiske pertittlameller. Larvikitten har stor anvendelse som fasadestein og monumentstein nettopp p.g.a. det vakre fargespill. En rød oksydert variant av larvikitt er tønsbergitt. Monzonittens gang- og dagbergarter (latitt) finnes i Oslofeltet. Den viktigste type er her rombeporfyr. Den opptrer både i lavadekker og i ganger. Den be­ står av en finkornig grunnmasse med rombeformede, 1 - 3 cm lange feltspatinnsprengninger. Den har samme kjemiske sammensetning og mineralsammensetning som larvikitten.

Dioritter og granodioritter er gjennomgående mindre sprø enn granitter og syenitter, men hører sjelden til de virkelig sterke bergarter. Gabprofajrmijej]

Dypbergarten gabbro består vesentlig av anortittrik (kalsiumrik) plagioklas og pyroksen i omtrent like mengder. Ofte inngår også olivin. Gabbro hører til de basiske bergarter, som inneholder for lite kiselsyre til at kvarts dannes. Bergarten er mørkfarget (kan være helt svart) og temmelig tung ( p ca. 3). Strukturen er middelskornig eller finkornig. Der er flere typer av gabbro. Her skal nevnes vanlig gabbro som fører monoklin pyroksen (augitt), noritt som fører rombisk pyroksen og hyperitt som fører rombisk og monoklin-pyroksen i nær like mengder, foruten eventuelt litt hornblende eller olivin.

Til gabbrofamilien regner man også en del bergarter med mer ensidig mineralsammensetning. De viktigste av disse er: Anorthositt, som nær sagt bare består av plagioklas. Den er hvit, grå eller brunfiolett og finnes bl.a. i store områder ved Egersund og i indre Sogn. Den hvite har nærmest en diorittisk sammensetning.

De største norske gabbro-felter er:

1.

Egersundsfeltet (ca. 1000 km2). Dette feltet består vesentlig av an­ orthositt, sammen med noritt

2.

Jotunheimen - indre Sogn (ca. 6000 km2). Feltet består av gabbro, ofte mangeritt, anorthositt (især i Sogn). De samme bergartene opp­ trer i mindre mengder omkring Bergen.

- 49-

3.

Det er også flere mindre felter av gabbro og anorthositt i Lofoten og Vesterålen. Disse feltene henger sammen med det store syenittfeltet i Lofoten.

4.

Flere store felter finnes også i Nord-Troms (Lyngen, Kvenangen, ytre Alta, til sammen ca. 3000 km2 ).

Dessuten er det en mengde små uregelmessige eller rundaktige masser (så­ kalte kupper) av gabbro i det sydlige grunnfjells-området (Solør, Østfold, Kongsbergfeltet, Sørlandet). Disse er ofte hyperitter. På Møre har vi en del små felter av ren olivinstein sammen med gabbro og anorthositt. I Trønde­ lag og Nordland er det tallrike felter av gabbro og uren olivinstein (for det meste omdannet til serpentin). De sistnevnte ligger som linseformede masser i skiferbergartene. En stor del av våre malmforekomster er knyttet til gabbromasser. Gangbergarten som svarer til gabbro, kalles diabas. Den er middelkornig til finkornig og mørk. (Vedr, struktur se fig. 28.) Den er den alminneligste av alle gangbergarter. I Norge finnes diabasganger i stort antall i Oslofeltet og omgivende trakter og i Pasvik. Diabasgangene er ofte noe omvandlet. Også ganger av norittisk sammensetning finnes.

Fig. 28. Diabas-ctruktur.

Dagbergarten som svarer til gabbro, kalles basalt. Den er finkornig, undertid­ en porfyrisk. Fargen er for det meste sort. Basalt er den alminneligste av alle dagbergarter. I Norge finnes uomdannet basalt bare i Oslofeltet. I Trøndelag er det store mengder basalt som er omdannet til grønnstein. I andre verdens­ deler dekker basalten arealer på hundre tusener av km2. Gabbroene har ofte meget stor fasthet. Det er den minst sprø bergartsgruppe. De egner seg derfor til pukkstein i vegdekker, og blir brutt ut til dette bruk mange steder. I Solør blir en helt svart gabbrovariant brutt ut til bygnings­ stein og monumentstein. Den kalles ofte »sort granitt».

-50-

I naturen raker gabbromasser gjerne opp i terrenget på grunn av sin fasthet og motstandsdyktighet mot forvitring. Når vanlig gabbro, hyperitt og noritt forvitrer, danner de mer fruktbar jordbunn enn sure bergarter, fordi de er rikere på plantenæringsstoffer, særlig fra mineralet apatitt. Derimot danner den rene feltspat bergart anorthositt en meget dårlig jordbunn, og felter av denne bergart er for en stor del golde. Pejridotrtter_

Olivinstein, (dunitt), består vesentlig av olivin (eller olivin sammen med pyroksen). Den er svært ofte omdannet til en serpentinbergart. Olivinstein er grønnfarget og blir rustrød på forvitret overflate (herav navnet »Rauhammeren» på mange olivinstein- og serpentinsteinforekomster i Norge). Olivin­ stein er en ultra basisk bergart. Det vil si den har underskudd på SiO2 . En annen ultra basisk bergart er pyroksenitt. Den består hovedsaklig av pyroksen. Sedimentære bergarter

I løpet av lange tidsrom gjennomgår de løse avleiringene en herdningsprosess (diagenese) og går derved over til faste bergarter. Det som skjer, er at de en­ kelte korn blir kittet sammen av et bindemiddel som blir felt ut i porene. Bindemidlet kan enten være omkrystallisert stoff fra den opprinnelige sedi­ mentære jordart, eller stoff som er tilført utenfra av sirkulerende oppløsning­ er.

Det er ikke noe skarpt skille mellom sedimentære jordarter og bergarter. Vi har mange eksempler på bergarter som står på mellomstadier i herdningsprosessen. Disse bergartene kan tas ut i blokker, men er lette å knuse og smuld­ rer ofte opp. Danmark, England, Mellom-Europa og Russland er for en stor del bygd opp av slike halvfaste sedimenter. Herdningen kan ta meget lang tid. Mange sedimenter som er under 100 millioner år gamle (og enkelte enda meget eldre), er mer eller mindre ufullstendig herdnet. I Norge forekommer halvfaste sedimentære avsetninger omtrent ikke. Det vi har er meget gamle faste bergarter og helt løse jordarter. De sedimentære bergarter har den samme lagdeling som de jordarter de er oppstått av. Ofte kan de spaltes opp etter lagflatene. Hver lagflate har en gang vært landoverflate eller havbunn. I noen tilfelle kan en finne lagflater med bevarte bølgeslagsmerker, tørkesprekker, regndråpeavtrykk og fotspor av dyr.

- 51 -

Sandstein er herdnet sand. Den består av sandkorn som er kittet sammen med et bindemiddel (fig. 29). Kornene består som regel vesentlig av kvarts. Bindemidlet kan være leirsubstans, kalkspat, jernhydroksyd og/eller kisel­ syre. En har derfor leirsandstein, kalksandstein, jernholdig sandstein og kvartssandstein. Jernholdige sandsteiner har en rødbrun eller gulaktig farge, de andre typene er hvite eller grå. Har sandsteinen over 20% finkornig leirmateriale som grunnmasse, betegnes den gråvakke. Er den dannet av silt og finsand, betegnes den siltstein. Sparagmitt er en sandstein som inneholder meget feltspat, (arkose) Sandstein har på mange steder teknisk anvendelse til bygningsstein, heller (f.eks. Ringeriksheller), og slipestein.

I Norge finnes sandstein i store mengder i Trysil, på Hedemarken, i Øster­ dalen og Gudbrandsdalen, i Oslofeltet (Bærum, Ringerike, Holmestrand), i Trøndelag (Hovin, Ekne) og i Øst-Finnmark.

Konglomerat er en sammenkittet grov grus som opprinnelig kan være elve­ grus, strandgrus eller morenegrus. Enkelte konglomerater inneholder dmstore rullestein. Bindemidlet er av samme art som i sandstein (leirsubstans, kalkspat, jernhydroksyd og/eller kiselsyre). Konglomerater finnes i omtrent alle strøk hvor det er sandstein. Tilsvarende bergarter som består av skarpkantede bruddstykker, dannet ved knusing av bergarten under jordskorpebevegelser, kalles ofte breksje. Er de dannet av forvitringsgrus, betegnes de arkose. Er de dannet av morene, kalles de tiHitt.

Leirskifer er herdnet leire. Det er en temmelig bløt bergart, grå (undertiden

Fig. 29. Sandstein-struktur.

Fig. 30. Kalkstein.

- 52 -

nesten sort) med lysere grå strek. Den består, liksom leire, av leirmineraler, jernhydroksyd og små partikler av kvarts og feltspat. Ofte inneholder den glimmer som er nydannet under herdningsprosessen (sericitt). Bergarten er så finkornig at den ser ut som en helt kornfri, tett masse. Den er som regel ut­ preget skifrig med oppspalting etter lagflatene også om den har vært utsatt for noe tektonisk påkjenning.

Leirskifer er en meget utbredt bergartstype. I Norge finnes den kanskje først og fremst i Oslofeltet. I andre deler av landet finnes meget av omdannet leirskifer. Alunskifer er en leirskifer som er rik på fint fordelt kullstoff og kis. Den er dannet av marin gytjeblandet leire. Den er helt sort med sort strek. Ved for­ vitring avgir den svovelsyre (som dannes ved oksydasjon av kisen). I Oslo, hvor grunnen for en stor del består av alunskifer, har en store ulemper fordi den frigjorte svovelsyre angriper bygningsfundamentene eller forbinder seg med vann og luft og danner sulfater under en svellingsprosess. Kalkstein er herdnet kalkslam, og består av en finkornig masse av sammenvoksede kalkspatkrystaller. De større organismers skall (muslinger, snegler, koraller) sees ofte tydelig (fig. 30). Ren kalkstein er hvit, de urene (leirholdige) typene er grå. Kalkstein er en viktig bestanddel av de sedimentserier som er avleiret i havet. Den opptrer ofte i tynne lag i veksel med leirskifer. I Norge finnes kalkstein først og fremst i Oslofeltet (i andre landsdeler finnes marmor, som er omdan­ net kalkstein). Kalkstein og marmor har stor betydning som råstoff for brent kalk, sement, kalksalpeter, bygningsstein etc. og som jordforbedringsmiddel.

Skrivekritt er en løs (»ikke ordentlig herdnet») kalkstein, som finnes i store mengder i Danmark, England og Frankrike.

Steinkull er torv og annet organisk materiale som gjennom lange tidsrom har vært dekket av tykke lag av andre sedimenter og har gjennomgått en forkullingsprosess. Den inneholder 75 - 90 % C, og er sort med sort strek. De store kulleiene i England, Mellom-Europa og USA er over 200 mill, år gamle, og er bl.a. dannet av treaktige bregner, sneller og kråkeføtter, som dannet skoger i den tid. Omdannelsesrekken er torv - brunkull - steinkull - antrasitt. I Norge har vi kull i meget små mengder på Andøy i Vesterålen, i drivbare mengder på Svalbard.

-53-

Jordolje er dannet av gytje som har vært avleiret på havbunnen. Den består av en rekke kjemiske forbindelser av kullstoff og vannstoff. Jordolje og jordgass finnes bl.a. på den norske del av kontinentalsokkelen. Steinsatt, NaCI, er dannet ved inndamping av havvann, likeledes sylvin, KCI.

De sedimentære bergarters styrke er vanligvis liten. Leirskiferen og alunskife­ ren er særlig bløte og sprø, men naturlig sterkere enn skrivekritt og kull som tidligere er omtalt. Kalkstein kan være relativt sterk, tildels sterkere enn en­ kelte grovkrystallinske granitter, men den er oftest sprø og svak. Sandstein og konglomerat er oftest svake ifall de er sterkt porøse, men i våre bergartsformasjoner har nær sagt alltid disse bergarter liten porøsitet og viser stor fasthet på linje med de krystalline bergarter.

Metamorfe bergarter De metamorfe bergartene har opprinnelig vært eruptive eller sedimentære. De har senere gjennomgått en omdanningsprosess (metamorfose), som har forandret deres utseende og egenskaper. Vi har to hovedtyper av slike omdanningsprosesser:

1.

En flytende magmamasse varmer opp de bergartene den kommer i berøring med. I mange tilfelle tåler disse bergartene ikke den sterke varme. Vannholdige mineraler (spesielt leirmineraler) avgir vann og blir vannfrie, og bergarten omkrystalliserer (sintrer). Eruptivmassene blir på denne måte omgitt av en kontaktsone av omdannede bergarter. Sonen kan bli flere km bred ved store dypbergartsmasser. Prosessen kalles kontaktmetamorfose. (Se også side 162).

2.

Under fjelIkjedefoldninger blir de lag som blir foldet ned, utsatt for et meget stort trykk. Enkelte partier blir også utsatt for meget høye temperaturer, idet de blir presset ned på stort dyp i jordskorpen. Det foregår på denne måte en omkrystallisasjon av bergarten, slik at den får helt nye egenskaper. Prosessen kalles regionaimetamorfose fordi den virker over store områder på en gang. Metamorfosegraden er avhengig av trykk og temperatur og en taler derfor om for­ skjellige dybdesoner for metamorfosen. De mineraler som dannes er karakteristiske for sonen, men avhengig av kjemien i materialet som utsettes for påkjenningene. De bergartene som dannes, får som regel krystallinsk skifrig struktur (parallellordning av mineralkorn) p.g.a. en fremherskende trykkretning. De kalles derfor også krystalline skifre

- 54-

eller tektonitter. Trykket kan ha forårsaket en knusing av minerale­ ne idet disse har forskjellige deformasjonsegenskaper. Dette beteg­ nes kataklasstruktur. Har en del av mineralene p.g.a. trykket orien­ tert seg vinkelrett på største hovedspenning, har bergarten fått en skifrighet eller planstruktur. Ifall bergarten p.g.a. trykkforholdene har strukket seg (unnveket) i en retning og en stor del av mineralene ligger orientert i denne retning, har den fått strekningsstruktur eller linjestruktur. Planstruktur og linjestruktur kan opptre samtidig. En fellesbetegnelse er foliasjon (fig. 31,32 og 128).

Fig. 31. Parallellstruktur.

Fig. 32. Granatglimmerskifer.

I fjellkjeder har en alle overganger fra uomdannede sedimenter og eruptiver til sterkt omdannede. Fossiler blir som regel ødelagt ved metamorfosen. I svakt omdannede sedimenter er de gjerne trykket skjeve eller knust, i sterkt omdannede bergarter er de helt utslettet. Krystalline skifre bygger opp store deler av jordskorpen. De har særlig stor utbredelse i de eldste formasjoner.

Kontaktmetamorfe bergarter Hornfels dannes ved kontaktmetamorfose av leirholdige bergarter. Det er en meget finkornig bergart, som er hård og fast og har et flintaktig brudd og ut­ seende. Den er ikke skifrig. Mineralsammensetningen og mekaniske egen­ skaper er meget varierende (avhengig av den opprinnelige sammensetning, til­ førte stoffer og brenningsgraden). Leirmineralene er omdannet til vannfattige eller vannfrie (OH og H2O-frie) silikater. Fargen er variabel (lysegrå, mørkegrå, brunfiolett eller nesten sort.)

Kontaktmarmor dannes av kalkstein og består av store kalkspatkorn. Berg­

-55-

arten er som regel lys og svak. Der kalkstein har reagert med Si og S samt metaller slik at Ca-silikater og sulfider er dannet, får en skarnbergarter.

Hornfels og kontaktmarmor finnes i Oslofeltet langs grensene av de store syenitt- og granittmassivene der.

Regionalmetamorfe bergarter Fyllitt er en forholdsvis lite omdannet leirskifer. Forandringen består vesent­ lig i at det har dannet seg glimmer og kioritt på bekostning av leirmineralene. En kan ikke se de enkelte glimmeskjell uten mikroskop, men de er ofte så store at de gir bergarten en glinsende overflate (sil keglans). Fargen er grå eller grønnaktig. Bergarten er svak og bløt. Den er utpreget skifrig, og har enkelte steder så plan oppspalting at den er brukbar til takskifer.

I Norge er fyllitt sterkt utbredt. Den finnes bl.a. i deler av områdene mellom Hardangervidda og indre Sogn, videre i fjelltraktene omkring øvre Hallingdal og Valdres foruten i Trøndelag. GHmmerskifer er en sterkere omdannet leirskifer. Den består vesentlig av glimmer og likesom fyllitt vekslende mengder kvarts. De enkelte glimmerskjell er så store at en lett ser dem. De ligger parallellorientert, og bergarten blir derved utpreget skifrig. Fargen er grå eller brunaktig. Granatgtimmerskifer inneholder granat, ofte i form av store, velutviklede krystaller (fig. 32). Når granatene vokste under metamorfosen, trengte de de omliggen­ de mineraler til side. Slike krystaller betegnes krystalloblaster. Eks. kvern­ steinen i Selbu.

Glimmerskifer er en av de meget vanlige bergarter i sentrale fjelIkjedestrøk. I Norge danner den fjellgrunnen i det meste av Troms og Nordland og store deler av Trøndelag, og den finnes også på Vestlandet og på enkelte steder i det sydnorske grunnfjellet.

Kvartsitt er omdannet kvarts-sandstein. Det er oftest en meget hård, men sprø bergart, som vesentlig består av kvarts. Fargen er som regel lys, men kan være blåsort (såkalt blåkvarts) om sandsteinen har vært jernholdig. (Jernhydroksydet går over til jernglans eller magnetitt ved metamorfosen.)

Skifrig kvartsitt eller kvartsskifer inneholder tallrike parallellorienterte glimmerskjell i tynne lag. Den er dannet av leirholdig sandstein.

-56-

Kvartsitt og kvartsskifer finnes hyppig i Norge både i grunnfjellet (f.eks. i Telemark) og i den kaledonske fjellkjede (Voss, Valdres, Nordland, Troms og Vest-Finnmark). Jernmalmene i Sør-Varanger og Dunderlandsdalen er meget jernrike kvartsitter (30 - 50% Fe3O4 og/eller Fe2O3).

Marmor er omdannet kalkstein og består av kalkspatkorn tildels vokst ure­ gelmessig inn i hverandre. Den har sjelden skifrig oppspalting. Fargen er som regel hvit eller i hvert fall lys, ofte har den grå, grønne eller lyserøde tegning­ er. Dolomittmarmor består av dolomitt istedenfor kalkspat. En kan skille den rene dolomittmarmor fra kalkspatmarmor ved at den ikke bruser for kold fortynnet saltsyre. Marmor finnes i Norge i størst mengde i Nordland. Vi har der både kalkspat­ marmor og dolomittmarmor. Gneis er et samlenavn for båndete og stripete bergarter som består av felt­ spat, kvarts, hornblende og glimmer. Den har ofte samme sammensetning som granitt. Den adskiller seg fra granitt ved at mørke mineraler ligger parallellorientert. Dette gjør at bergarten far et stripete utseende. Ofte har gneisen bånd (lag) av plagioklas-hornblendebergarter. Den kalles gjerne båndgneis. Kornene i lyse gneiser kan være nærmest uorientert og jevnstore. Denne struktur betegnes som granoblastisk. Er den porfyrlignende, kalles den porfyroblastisk. Hyppig kan også sammensetningen være diorittisk, granodiorittisk eller monzonittisk.

Øyegneis er en variant som inneholder store feltspatkorn, »øyne» i en mer finkornig og noe skifrig grunnmasse. Strukturen minner om den porfyriske struktur hos enkelte eruptive bergarter.

Gneis er i mange tilfelle granitt og andre eruptiver som er blitt presset under fjelIkjedefoldning. Den kan imidlertid også dannes av sedimentære bergarter som leirskifer, leirsandstein og sparagmitt ved meget sterk metamorfose. Ofte er det umulig å avgjøre opprinnelsen til gneisene fordi metamorfosen har utslettet alle sikre spor. Er de en blanding av eruptivt materiale og sedimen­ tært skifrig materiale av en eller annen art, betegnes de ofte migmatitter. Kalksilikatgneis er betegnelsen på gneisbergarter med høyt Ca-innhold og frie karbonatmineraler. Gneis er den alminneligste bergart i de aller eldste fjellformasjoner, særlig grunnfjellet. I Norge danner den store deler av fjellgrunnen i Østfold, Buske­ rud, Telemark og Agder, dessuten på Møre og i indre Finnmark.

-57 -

AmfiboHtt er en planstrukturert til dels »stenglig» bergart som består av pla­ gioklas og hornblende. Den er oftest dannet av gabbrobergarter eller basalt. Den har en mørk grønn eller sort farge. En kan vanligvis se hornblendenålene. Bergarten er alminnelig i grunnfjellet, og finnes hos oss især i Østfold, Kongsberg-feltet og på Sørlandet, dessuten på Møre, men ellers også i Trøn­ delag, Nordland og Finnmark. Grønnstein dannes også ved omdanning av gabbrobergarter og basalt, men ved lavere metamorfosegrad. Den består av amfibol, plagioklas, kloritt og epidot. Den er oftest finkornig og har grønnlig farge. Den opptrer i fjellkjedestrøk, og finnes hos oss særlig i Trøndelag (bl.a. Bymarka). Grønnstein opptrer også med putelavastruktur. Grønnskifer er en skifrig grønnsteinsvariant, oftest uten epidot.

Klorittskifer er en variant som inneholder vesentlig kloritt. Den likner fyllitt til forveksling, men fargen er grønn.

Serpentinitt dannes av olivinstein, og består vesentlig av mineralet serpentin. De er fete å føle på og temmelig bløte. Fargen er som regel mørk gråblå p.g.a. forurensninger.

Kleberstein dannes også av olivinstein. Den består av talk og kloritt. Den er så bløt at en kan bearbeide den med kniv og sag, og den har derfor vært meget brukt til bygningsstein og ornamentstein. Den er også nyttet til ovner og brukskunst. Både serpentinitt og kleberstein er typiske fjellkjedebergarter, og de opptrer ofte sammen. Hos oss finnes de en rekke steder som linseformede masser innleiret i skifer (Gudbrandsdalen, Trøndelag og Nordland).

Rivningsbreksje er en bergart bestående av grove skarpkantede bergartsfragmenter, sammenkittet av sekundært bindemiddel som kvarts og karbonat. Dannet ved forkastninger i jordskorpen. (Er bergartsfragmentene sammenkittet av en eruptiv masse, kalles bergarten eruptiv-breksje. Denne er dannet i forbindelse med eruptiv virksomhet.)

Mylonitt er dannet ved oppknusing og sammenkitting som følge av forkast­ ninger eller overskyvninger. Bergartsfragmentene er av mikroskopisk størrel­ se, hvilket gir bergarten et fast og tett utseende. Fargen er mørk og kan vari­ ere, ofte sees en viss planstruktur.

-58-

Styrken hos de metamorfe bergarter varierer svært meget. Særlig bløte berg­ arter finnes blant skifere, kleberstein og marmor. Marmor er oftest sprøere og svakere enn våre umetamorfe kalksteiner. Er leirskiferen kontaktmetamorf, er den gjerne sterk (hornfels). Er den blitt regionalmetamorf (fyllitt eller glimmerskifer), vedblir den oftest å være forholdsvis svak. Gneisene varierer meget i styrke. Gjennomgående er de like sterke som gra­ nitt. De finkornige og glimmerfattige er gjerne sterkest. Gabbrobergartene blir oftest noe svekket ved regionalmetamorfose. Men er de epidotisert, vil dette gjerne øke styrken.

-59-

DE YTRE VIRKENDE PROSESSER

Noen bemerkninger til energiproblemet Den helt dominerende ytre energikilde vi har er solen. Den er ikke bare be­ stemmende for det organiske liv, men i stor grad også for fysiske, kjemiske og de mekaniske prosesser på jordens overflate. Svært mange av de endringer som stadig skjer på jordoverflaten, har sin primære energikilde i solens strål­ ing. På et punkt på jordoverflaten er den innkomne energi ikke bare avhengig av den stråleenergi som forlater solen og jordens avstand fra solen, men også av jordens egen rotasjon og akseforhold (dagens lengde og innvallsvinkelen) og av atmosfærens egenskaper (fig. 33).

Atmosf«ren (absorpsjQp) ± o ___

Fig. 33. Solstrålegangen mot jorden.

Jordoverflaten og atmosfæren blir varmet opp av solen. Den solstråling som treffer jorda, utgjør ca. 0,14 J/cm2s. gjennom en flate vinkelrett strålene. Omkring halvparten av denne stråling når jordoverflaten, resten blir absor­ bert i luftlaget eller reflektert av støv og vanndråper. Temperaturen ved jordoverflaten varierer fra ca. - 70° (Sibiria og Antarktis) til ca. + 80° (sanden i Sahara). Lufttemperaturen er i gjennomsnitt høyest i sonene omkring ekvator og synker mot polene, dessuten varierer den med høyden over havet, døgnets tider og årstidene. De daglige temperatursving­ ninger trenger i høyden 1 m ned i bakken, de årlige svingningene trenger ca. 20 m ned, meget avhengig av jordoverflatens beskaffenhet. I denne dybde

-60-

hersker stedets middeltemperatur, som kan ligge mellom - 25° C (Antarktis) og + 32° C (Massaua ved Rødehavet), gjennomsnittet for hele jordoverflaten er ca. + 14°C. I Norge er variasjonen fra -2° til 4- 7°C. Dagsvariasjonene i overflaten kan gå over 20°C og årsvariasjonene over 60°C. Den oppvarmete jordoverflaten stråler ut igjen varme i form av mørke varme­ stråler. Disse blir for størstedelen absorbert i atmosfæren. Denne utøver en slags drivhusvirkning, og temperaturen på jordoverflaten blir høyere og mer utjevnet enn den ville vært hvis det ikke hadde vært noen atmosfære. Drivhusvirkningen blir særlig sterk nar lufta er rik på vanndamp. Temperaturen i selve lufta er vanligvis høyest ved jordoverflaten, og synker med høyden med ca. 0,6°C pr. 100 m. I de nedre luftlag foregår det en stadig sirkulasjon på grunn av den ujevne oppvarmingen (fig. 34). Ved ekvator stiger lufta til værs. I de nærmest følg­ ende soner, nord og sør, strømmer lufta langs bakken mot ekvator (passatvinder). Nord og sør for dette området har vi nedsigende luftstrømmer og høyt lufttrykk, og utenfor dette belte uregelmessig, hvirvlende luftbevegelser (cykloner).

I polarstrøkene er det, særlig om vinteren, nedsigende luftstrømmer og høyt lufttrykk. Sonene flytter seg ca. 10 breddegrader med årstidene (rykker over mot den halvkule som har sommer).

Fig. 34. Luftsirkulasjonen i januar og i juli.

T = tropisk sone. A = arid sone.

61 -

Vanndampen i atmosfæren har et kretsløp som er avhengig av luftsirkulasjonen. Lufta tar opp vanndamp i særlig grad fra havflaten. Dampen kan derfra bli ført inn over fastlandene med vinden. Blir lufta avkjølt, fortettes dampen og faller ned som nedbør. Den gjennomsnittlige årlige nedbør for alt land på jorda er ca. 75 cm. Nedbøren er ujevnt fordelt, den varierer fra praktisk talt 0 (Atacama) til 12,5 m (Kauai), i Norge fra ca. 30 cm (Skjåk) til over 3 m (Sunnfjord). I strøk hvor det er oppstigende luftstrømmer, dessuten overalt hvor havvind støter på fjell og presses opp, faller det rikelig nedbør (fuktig eller humid klima). Sonene nord og sør for ekvator har derimot synkende luftstrømmer og tørt (arid) klima. Det samme er tilfellet på fastland hvor høye fjell stenger havvinden ute. Mange tropiske og subtropiske strøk har re­ gelmessig regntid og tørketid (vekseltørt eller semi-arid klima) fordi de regn­ rike sonene flytter seg med årstidene. Også andre bestanddeler av atmosfæren har sitt særskilte kretsløp som pri­ mært skyldes solen. Mest kjent er kullstoffets kretsløp i den organiske natur. Plantene tar opp kullsyre fra lufta og lager organiske stoffer av den, mens forråtnelse og dyrenes åndedrett bringer kullsyre tilbake til lufta. Ved fortorving og forkulling av planterester blir store mengder kullstoff varig unn­ dradd atmosfæren. Enda større mengder kullstoff bindes i form av karbonat i organismers kalkskall, som avleires som kalkstein. Den mengde kullsyre som er bundet på denne måte, utgjør minst 2000 ganger det samlede kullsyreinnhold i luften og havvannet.

For surstoffets vedkommende må det fremheves at det er bare en uhyre liten del av jordens samlede forråd som finnes fritt i atmosfæren. Det meste finnes i den faste jordskorpen (ca. 50 vekt % av denne) og i vannet (ca. 89 vekt %). Surstoffet i atmosfæren står i stadig vekselvirkning med surstoffet i den faste jordskorpen, og det kan derfor tenkes at surstoffinnholdet i atmosfæren kan variere sterkt gjennom meget lange geologiske tidsrom. (Jordens alder anslåes i våre dager til ca. 4 700 mill, år.)

Av andre ytre krefter har vi månen med sin gravitasjonsvirkning på hydrosfæren. Tidevannstrømmene er resultatet av denne påvirkning. Av andre vik­ tige krefter må nevnes tyngdekraften og jordens indre virkende krefter som gir vulkanisme og jordskorpebevegelser.

Vannet i den øverste jordskorpen

Det vann som faller som nedbør på et lite område av jordoverflaten, kan

-62-

1)

fordampe, enten direkte eller gjennom plantene,

2)

renne bort som overflatevann, eller

3) sige ned i bakken.

Den vannmengde som fordamper, utgjør i Norge 25 - 50 % av nedbøren, i sydligere land ofte meget mere. Fordampingen er avhengig av vinden, luftens relative fuktighet, vegetasjonsdekket og grunnens hårrørsvirkning (kapillaritet). Mengdeforholdet mellom nedbørs-vann og sigevann avhenger av grun­ nens vanngjennomtrengelighet (permeabilitet) og hvor lett regnvannet kan renne bort fra overflaten på stedet. Når det gjelder vannet i jordskorpen utenom det frie overflatevann, skiller en mellom følgende: 1) Grunnvann er det frie bevegelige vann som finnes fra det nivå hvor alle porer i undergrunnen er fylt og videre nedover.

2) Sigevann er det regnvann som er på veg nedover i undergrunnen mot det nivå hvor alle porer er fylt.

3)

Kapillært opptrukket vann er det vann som på grunn av hårrørskraften i jordartens porer trekkes opp over grunnvannets nivå.

4) Adsorptivt vann (overflatebundet vann) er vann bundet til minera­ lenes overflate. Det er vanligvis ikke med under strømninger i grunn­ vannet, sigevannet etc. 5)

Kjemisk bundet vann finnes i enkelte mineraler. Dette er normalt helt unndradd vannets normale kretsløp.

6) Jordbunnis er islag i jordskorpen (permafrost). Er islaget ikke varig, men smelter hvert år, taler en om teleislinser. Sigevannet, det adsorptive vann og evt. det kapillært opptrukne vann beteg­ nes oftest som markfuktigheten. Med begrepet vanninnhold menes det vann som lar seg dampe av ved 105° C (regnet som vektprosent av tørrstoffet). Hygroskopisk vann er det vann en jordart kan suge opp fra luften eller ikke vil gi slipp på ved en uttørking i luft av bestemt relativ fuktighet. Det vann som finnes i porene under grunnvannsnivået betegnes porevann.

-63-

Alle bergarter er i noen grad porøse og gjennomtrengelige for vann. Porenes samlede volum er ofte i granitt fra ca. 0 og opp til 0,5 % av bergartens volum, i porøse sandsteiner kan dette porevolum nå opp i 25 % — i porøse sandstei­ ner her i landet opp til 16 %. I det faste fjell finnes dessuten alltid sprekker som vannet følger. Hos de løse jordarter er oftest porøsiteten langt større, f.eks. fra 15 - 65 % i uorganiske jordarter, og vanngjennomtrengeligheten er meget varierende.

Grunnvann (porevann) og permeabilitet Grunnvannet er av vesentlig betydning for mange geologiske prosesser, og for mange forhold innen bygge- og anleggsvirksomheten.

Grunnvannets øvre grense, grunnvannspeiiet, stiger og synker noe med skift­ ende regn- og tørkeperioder. I strøk med fuktig klima (således i Norge) ligger det vanligvis bare få meter under jordoverflaten, men kan i ørkenstrøk ligge på flere hundre meters dyp i fjellrygger.

Grunnvannspeiiet følger her i landet tilnærmet de topografiske overflateformer, og kommer frem i dagen i senkninger som har myrer, elver, bekker eller innsjøer. Dertil kommer det frem i kilder og i havet (fig. 35). Disse ste­ der med fritt overflatevann kan en gå ut fra er synlige punkter på grunnvann­ speiiet.

Fig. 35. Skjematisk profil av grunnvannstanden i kupert terreng.

I ørkenstrøk ligger grunnvannspeiiet høyere under elver, bekker og innsjøer fordi grunnvannet mates mer fra elver og bekker som fører vann ut i ørke­ nen, enn fra nedbøren. Avdampningen i slike strøk er større enn nedbøren. Elver som bare i visse perioder fører vann ut i ørkenen, kalles vadier. De er gunstige steder for brønnboring idet grunnvannivået ligger høyt.

Grunnvannspeiiet kan bestemmes i grunne borhull og brønner ved å bestem­ me vannoverflatens beliggenhet etter en tids henstand.

-64-

Grunnvannet er i stadig langsom bevegelse fra steder hvor grunnvannspeilet ligger høyere til steder hvor det ligger lavere.

Den hydrauliske gradient i en jordart (i) er definert som vanntrykkforskjellen (dh) mellom to punkter i vannets strømretning dividert med strømvegen (dl) mellom punktene (fig. 36):

i = - dh/dl (Det negative fortegn skyldes at vannet strømmer mot lavere vanntrykk.) Grunnvannshastigheten (v) er en funksjon av den hydrauliske konduktivitet også betegnet permeabiliteten (k) og av den hydrauliske gradient v = k • i (Darcy's lov.)

strømlinje

Fig. 36. Hydraulisk gradient i en jordart.

i

=

dh - — dl

Vanntrykkforskjellen (dh) kan mSles som forskjellen i stigehøyde i vannstandsrør som er satt ned til de punkter en betrakter.

Permeabiliteten hos en jordart måles i laboratoriet ved at jordartsprøven stampes i et sylindrisk kar som slutter tett til prøven (fig. 37). Det legges videre filtermasser eller filterstener over og under prøven. Vann under kjent trykk slippes så gjennom og en måler utstrømmende vann pr. tidsenhet og pr. flateenhet av prøven. Filteret må ha større permeabilitet enn massen. Er Q vannmengden som går gjennom massen med tverrsnitt A etter tiden t, får vi: Q = vAt = kiAt = k ■ h/l • At

-65-

Fig. 37. Apparatur for permeabilitøtsmåling.

Permeabilitetskoeffisienten er vannhastigheten i cm pr. sek. gjennom en 1 cm tykk prøve dividert med trykkforskjellen hos vannet over og under prøven. Den angis oftest i cm pr. sek. ved 10° C og ved et trykk på filteret (korntrykk) på 0,1 MPa. Den er for leire 1 • 10'7 til 1 • 1O~10 cm pr. sek., og stiger med massens grovkornighet og enssortering til 1 — 1 • 10 2 cm pr. sek. for godt sortert grov grus. Permeabiliteten er avhengig av temperaturen, idet vannets viskositet endres med denne. Et elektrisk potensial vil også kunne endre permeabiliteten, idet kornene ofte er ladete partikler. Lagdelte jordarter har større permeabilitet parallelt lagene enn vinkelrett disse. Parallelt er det de mest grovkornige, vinkelrett er det de mest finkornige lag som er bestemmende.

Som en illustrasjon er vannhastigheten i sortere siltjordarter 0.001 cm pr. døgn.

kan nevnes at ved en gradient på grunnvannet på 1 : 100 grus 1 - 10 m pr. døgn, i sand 1 - 200 cm pr. døgn, i godt 0.02 - 2 cm pr. døgn og i leire er den omkring 0.0001 Den siste angitte hastighet er forsvinnende liten. Leire er

-66-

praktisk talt vanntett ifall en ikke betrakter permeabiliteten over meget lange tidsrom. Det fremgår med all tydelighet at korngraderingen er bestemmende for per­ meabiliteten. Men det er klart at både formen av kornene og sorteringsgrad­ en hos det fineste materiale i prøven er sterkt utslagsgivende. Likeledes er den pakningsgrad en har på materialet i naturen evt. den man har på materi­ alet i prøvesylinderen på laboratoriet bestemmende.

De særlig finkornige materialene (leirene) har ugunstig kornform for perme­ abiliteten ved sitt høye innhold av kantete, bladige mineraler. Dertil reduse­ res permeabiliteten ytterligere av det overflatebundne vann. Hos norske leirer har mineralene en samlet overflate på 10 - 50 m2 pr. cm3 leire. Det overflatebundne vann utgjør ventelig fra 4 til 20 % av vannet i leira. Dette er på en måte unndradd porevannet, og kommer lite permeabiliteten til gode. Videre vil vannbroene av bundet vann mellom mineralkornene stenge sterkt for bevegeligheten av porevannet. Disse forhold oppheves bare delvis ved den åpne, løse pakning som mange leirer har.

For ikke leirholdige jordarter kan en nytte Hazens empiriske formel bygget på kornfordelingskurven til en orientering om permeabiliteten. Etter denne er permeabiliteten k = c(Qj 0 )2, hvor c er en konstant som ligger mellom 100 og 150 (cm-1 sek."1) og Q10 er kornstørrelsen for 10% passasjen i kornfor­ delingskurven (målt i cm). Permeabilitetskoeffisienten k kan vi også tilnærmet måle i felten ved pump­ ing av en rørbrønn (fig. 38). Det forutsettes at en har ført rørbrønnen gjen­ nom det lag som en ønsker å måle permeabiliteten hos og ned på et langt mindre permeabelt lag. Videre at en har 2 observasjonsbrønner til samme dyp i avstand Ri og R2 fra pumpebrønnen. Etter å ha pumpet rørbrønnen med konstant vannføring Q (cm3/sek.) til en oppnår et konstant og senket grunnvannspeil i observajonsbrønnene, får en: k = ------- O !==------- — In R? —7t(Z22-Z12) Ri

Her er Z2 og Zt høyden av vannsøylen i observasjonsbrønnene fra det lite permeable lag opp til det senkede grunnvannspeil. Permeabilitetskoeffisienten kan også bestemmes tilnærmet ved påfylling eller tømming av en vanlig brønn med større diameter. Er dennes diameter D og er

-67 -

Pumpebronn

Observasjons bronner

Fig. 38. Permeabilitetsmåling ved pumping av rørbrønn.

den høyde hvortil en har fylt brønnen opp med vann over grunnvannstanden lik H, kan en registrere den synkning AH av vannstanden en får over tiden AT. Permeabiliteten er da tilnærmet: k = _D_ . 2H AT

(Formelen er empirisk.)

Et relativt mål for permeabiliteten får en også om en måler vanntapet pr. tidsenhet på et parti av et borhull under grunnvannstanden. En avgrenser da det parti av borhullet som skal måles ved to tette pakninger og fører inn mel­ lom dem vann med et konstant overtrykk i forhold til grunnvannstanden. Denne metode er særlig anvendt i borhull i fjell, f.eks. for å vurdere damsteder og lignende. Ved borbrønner i fjell for vannforsyning nyttes prøvepumping til konstant vannføring som en målemetode for brønnens kapasitet. Det­ te er på en måte en forenklet permeabilitetsmåling. Enkelte steder kan grunnvannet ha vasket seg kanaler ved at fine partikler etter hvert er blitt tatt av grunnvannstrømmen og fjernet. En kan da få store strømhastigheter og kilder i dagen. Men dette forekommer sjelden, da det stiller store krav til korngraderingens diskontinuitet. Mer vanlig er det å finne at lag av grov grus eller rullestein i en ellers forholdsvis finkornig sandavsetning evt. i en morene, gir store strømhastigheter.

-68-

Grunnvannets bevegelse Jordartenes permeabilitet er bestemmende for grunnvannspeilets beliggenhet. Er jordarten i en rygg meget permeabel, ligger grunnvannspeilet lavt. Er jord­ arten tett, kan det ligge langt høyere, avhengig av nedbøren. Ved konstant grunnvannstand vil det være tilnærmet likevekt mellom det sigevann som kommer ned gjennom jorden og det som renner som grunnvann ut i omligg­ ende senkninger. Et lite nedslagsområde, liten nedbør, eller en tett masse i overflaten som gir stor avrenningsprosent, vil gi et relativt dyptliggende grunnvannspeil. Grunnvannspeilet svinger sterkest i oppstikkende rygger og minst nær de steder der det kommer frem i overflaten. Det svinger også sterkere i sandmasser enn i leire og grov grus.

Retningen og hastigheten for grunnvannstrømmen kan i grove trekk måles ved hjelp av rørbrønner. En fyller f.eks. NaCI i den ene brønn og måler tiden det tar før vannprøver tatt av de forskjellige rørene viser at saltet kommer frem til de andre som står i en krets rundt. Av saltkonsentrasjonen får en også nogenlunde retningen for den største vannhastighet. I stedet for salt kan en bruke f.eks. fluorecein. Det farger vannet grønt og kan merkes selv i svært tynne oppløsninger når en belyser vannet med spesielle lyskilder.

Grunnvannets bevegelsesretning projisert i horisontalplanet kan også tilnær­ met bestemmes dersom en har tre rørbrønner som ikke ligger på linje, og hvor en kjenner grunnvannspeilets kotenivå. De tre brønner (A,B,C) tegnes riktig plasert på et kart (fig. 39). Er C den brønn som har lavest grunnvann­ stand, brukes denne som basis. Vinkelrett på en linje gjennom A og B avset­ tes i A et linjestykke lik høydedifferensen mellom grunnvannspeilet i A og C. Det tilsvarende gjøres i B. Gjennom A' og B ' føres en linje til skjæring med linjen A-B. I dette punkt M får en da tilnærmet samme kotenivå for grunn­ vannspeilet som i C. Linjen M-C kan således betraktes som en kote for grunn­ vannspeilet, og projisert i horisontalplanet vil grunnvannstrømmen gå vinkel­ rett på denne kote. Det forutsettes at en har en forholdsvis homogen jordart.

Fig. 39. Beregning av grunnvannets strømningsretning ut fra tre borhull A, B og C

som har kjent grunnvannsnivå.

-69 -

Nå går grunnvannstrømmen sjelden horisontalt eller parallelt grunnvannspei­ iet. Her i landet synker grunnvannet ned i de områder som ligger høyt i ter­ renget og stiger tildels oppover igjen mot de steder i nærheten som ligger lavt, og hvor grunnvannet kan komme ut til overflaten og renne bort som overflatevann. Elver og bekker får ofte en stor del av sitt tilsig fra grunnvan­ net. Grunnvannstrømmen bøyer av for »vanntette» lag (f.eks. et leirlag), følger parallelt disse, og presses frem som kilder der hvor grensen mot tette lag kommer ut i dagen (fig. 40).

kilde

; oppsprukketk jøfctett fjell w////////

Fig. 40. Forskjellige typer av kilder.

Grunnvannet kan også i en dalside eller skråning følge et sterkt permeabelt lag under et vanntett lag, og derved oppnå et større porevannstrykk enn høy­ den opptil overflaten tilsier. Borer man gjennom det tette laget, spruter vannet opp som et springvann (artesisk brønn) (fig. 41). En veksellagring mellom tette og sterkt permeable lag kan i ujevn topografi gi flere grunnvannspeil under hverandre. Betingelsen er en drenasje under de tette lag.

Fig. 41. Profil med eksempler på brønner.

a = brønn ført ned til permeabelt lag. b = brønn i tett leire som gir lite tilsig. c = artesisk brønn. d ■■ grunnvannsspeil som tilsvarer porevannstrykket.

- 70-

Mineralkornene i en jordart bygger opp et kornskjelett. Dette bærer de over­ liggende korn. I et nivå nede i jordarten har en derfor et korntrykk avhengig av den effektive vekt av de overliggende korn (dvs. den overliggende kornmasse minus oppdriften). En jordarts porer består av et nettverk av sammenhengende kanaler med vari­ erende tverrsnitt. En vannstrøm som skal presses gjennom disse kanaler vil måtte møte en friksjonsmotstand langs kanalenes vegger, som her dannes av mineralkornene. Kornene vil på sin side bli utsatt for en medslepningskraft. Dette er en kraft som - ifall kornene ikke beveger seg - vil bli overført fra vannet til kornskje­ lettet som et korntrykk i vannstrømmens retning.

Fig. 42. Eksempler på porevannsovertrykk og porevannsundertrykk (h-» °9

s = strømlinjer. A, B = strekninger langs strømlinjene.

På fig. 42 er vist grunnvannets strømning fra et høyereliggende område ned mot en depresjon i terrenget. De opptrukne linjene merket s er strømlinjer. Hver strømlinje viser den bane en bestemt »vannpartikkel» vil følge.

-71 -

Hvis man et stykke oppe i skråningen borer ned en rørbrønn med sil i spissen (Brønn I), og måler vannstanden i brønnen, finner vi at denne ligger lavere enn grunnvannstanden i det punkt (P) der den strømlinje som går gjennom brønnfilteret skjærer grunnvannspeilet. Denne høydedifferensen hj er det vanntrykk som trengs for å overvinne strømningsmotstanden på strekningen merket A.

Ved en nedadrettet grunnvannstrøm, slik man f.eks. har under høydedrag, vil det oppstå et »undertrykk» i porevannet i forhold til hva en kunne ha ventet dersom det ikke var noen bevegelse i grunnvannet.

Setter vi ned en ny rørbrønn nede i depresjonen (Brønn II) og måler vann­ standen etter en tid, finner vi at vannstanden i brønnen ligger over grunn­ vannspeilet. Høydedifferensen h2 tilsvarer det vanntrykk som må til for å overvinne strømningsmotstanden på strekningen langs strømlinjen fra brønnspissen opp til det frie overflatevann (strekning B). Ved oppadrettet grunnvannstrøm, slik man f.eks. har det ved foten av skrå­ ninger, vil det være et »overtrykk» i porevannet (artesisk vann), som må opp­ tas av det nedadvirkende korntrykk. Dette reduserer det effektive korntrykk.

Trykket i selve kornmassen et sted nede i jordarten blir som også nevnt redu­ sert med oppdriften på de korn som ligger under grunnvannspeilet, men øker med lasten av kapillært vann og sigevann. Den vertikale effektive spenning mellom kornene vil derfor være differensen mellom trykket av den totale overliggende masse og poretrykket på stedet. De horisontale effektive spen­ ninger blir mindre og avhengig av materialets evne til å frembringe horison­ tale spenninger ved en vertikal belastning. Effektivspenningene i jordartene er i stor grad bestemmende for deres stabilitet. Brønner i løsmasser plasseres gjerne der en venter at en konvergens av grunn­ vannstrømmen er stor og grunnvannspeilet ligger grunt, f.eks. i en forsenkning i terrenget hvortil der er et rimelig nedslagsdistrikt.

Ved nedsprengte brønner i fjell tar en naturlig sikte på partier som er sterkt oppsprukket og som har høyereliggende tilsigsområde med høytliggende grunnvannspeil. Ved brønnboringer tar en sikte på å nå sterkt vannførende, stive og sterkt oppsprukne bergarter på egnet dyp. Her kan oppstå forhold som kan virke noe overraskende, f.eks. kan vannstanden i borhullet plutse­ lig synke under boringen. Dette betyr at vannet lekker ned fra et øvre grunn­ vann i det løse overflatefjell til et underliggende grunnvannsmagasin. Men oftest har en da funnet en sone i fjellet med stor vanngjennomtrengelighet

- 72 -

som det går an å pumpe meget vann fra ifall sonen har tilsig fra et tilstrekke­ lig stort område.

Fig. 43. Borebrønn i ferskt grunnvannsbasseng på en øy.

Borer en på en øy (fig. 43) nær strandlinjen eller i leirterreng under det nivå havet tidligere har stått, kan en få salt vann inn i brønnen ifall en borer for dypt eller belaster brønnen for meget i forhold til tilsiget. Man må utnytte det ferskvannsmagasin som flyter oppå saltvannet. Grensen er bestemt av densiteten hos salt og ferskt vann, topografien og permeabiliteten hos massene. Grunnvannets temperatur der det kommer frem i dagen, er bestemt av tem­ peraturen i den jordarten eller det fjell vannet har passert. Kommer grunn­ vannet fra et dyp mellom 10 - 30 m, har det nær årets middeltemperatur, og vil være varmere enn overflatevannet om vinteren, og kaldere enn overflate­ vannet om sommeren.

Kildevann som har passert større dyp i jordskorpa (1000 - 3000 m) har høy temperatur. Slike kilder kalles termer, de er alminnelige i enkelte fjelltrakter, f.eks. Alpene (fig. 44). De egentlige springkilder eller geysirer, som fører kok­ ende vann og damp, er vulkanske fenomener. De skal omtales senere. Varme kilder eller termer finner vi ikke i Norge. Disse er oftest knyttet til lag av porøs kalkstein i unge fjellkjeder. De kan også være et vulkansk fenomen som f.eks. på Island.

Fig. 44. Eksempel på en terme.

- 73-

Kapillært opptrukket vann.

Porene i en jordart er sammenhengende porer. Disse porers tverrsnitt varierer meget, men vil i grove trekk være bestemt av korngradering, kornform og pakning.

Nær sagt alle våre vanlige jordartsdannende mineraler fuktes lett av vann. Blant de hyppigst forekommende mineraler som fuktes dårlig, har vi talk og grafitt. Disse mineraler er det sjelden meget av i en jordart. I kapillarrør hvor veggene lett fuktes, trekkes et fritt vannspeil opp. Hvor høyt dette trekkes opp er ikke bare avhengig av overflatespenningene mellom vann-luft, vann-fast stoff og fast stoff-luft, men også av porenes (kapillarenes) diameter, jo mindre diameter, desto større kapillaritet eller hårrørskraft. En jordart vil over grunnvannspeiiet ha et kapillært opptrukket vann som fyl­ ler porene. I en sand kan det kapillære vann bare trekkes opp noen få cm over grunnvannet, i silt derimot flere meter, og i leire flere ti-tall meter.

Den øvre grense for det kapillære vann er alltid ujevn, idet jordartene nær sagt aldri er homogene eller har jevnstore porer. Det minste nivå over grunn­ vannet som det kapillære vann trekkes opp til, kalles nedre kapillære grense. Til dette nivå er nær sagt alle porer helt fylt med vann. Hvor høyt dette nivå vil stille seg over grunnvannsnivået, kan en undersøke i laboratoriet på en prøve av jordarten. Til dette nyttes et kapillarimeter (fig. 45). Prinsippet for kapillarimeteret er at en ved hjelp av en kvikksølvsøyle i en gummislange lager et undertrykk til det går luft igjennom en pakket, vannmettet prøve som er skilt fra kvikksølvet ved et underliggende fast filter og en vannsøyle. Undertrykket under prøven økes langsomt til luftgjennombrudd skjer. Av dette undertrykk, målt som mm kvikksølvsøyle, omregnes kapillariteten til meter vannsøyle. Skal en måle kapillariteter over ca. 9 meter, må en anven­ de et høyere lufttrykk over prøvene enn 1 atm. I kapillarimeteret nyttes materiale mindre enn 2 mm. Et morenemateriale som har meget grus, stein og blokk har nær samme kapillaritet som den del av morene-materialet som er mindre enn 2 mm, så sant dette finere mate­ riale helt fyller porene mellom de grovere korn. I urmasser og tildels i fylling­ er fyller oftest ikke finstoffet porene mellom de grovere stein slik som vanlig­ vis i morener.

Det er særlig i forbindelse med en vurdering av jordartenes telefarlighet at kapillariteten for en jordart måles. Det er nevnt at porenes størrelse er be­ stemmende for kapillariteten, og at kornfordelingen hos jordartens finfrak-

- 74 -

F»g. 45. Kapillarimøter.

Ved luftgjennombrudd i prøve, er den kapillære stigehøyde lik 7w/h1 + 7kh£,

7W = vannets sp.vekt, 7 k = kvikksølvet» sp.vekt.

sjon bestemmer porenes størrelse. Til tross for denne teoretiske sammenheng synes det dessverre vanskelig å finne en helt enkel relasjon mellom kapillariteten og korngraderingen. For å vurdere telefarligheten anvendes enten kapillaritetens størrelse eller visse kritiske grenseverdier for kornfordelingskurven hos materiale mindre enn 2 mm. Den siste metode er den vanlig anvendte, men den er ikke likeverdig.

Er jordarten en moldrik matjord, fuktes ofte mineralkornene dårligere på grunn av de organiske forbindelser som ligger rundt kornene. Disse jordarter er gjerne »luftige» og meget løst pakket av samme grunn. I slike jordarter vil den kapillære stigehøyde normalt være langt lavere enn korngraderingen skulle tilsi. På den annen side gir enkelte mineraler, ifall de forekommer i rikelige mengder, større kapillær stigehøyde enn ventet i forhold til grader­ ingen. Dette gjelder mineraler som kloritt, glimmer og hornblende. Det kapillært opptrunke vann henger på kornene ved hjelp av vannhinnene, og lasten fra det kapillære vann overføres på kornskjelettet og øker korntrykket i stedet for å redusere det. En'får med andre ord et negativt porevannstrykk i kapillærvannet. Det går mot null ved grunnvannspeilet.

I et vertikalt snitt i en jordart som har et kapillært opptrukket vann, vil det

- 75-

virke horisontale krefter innover i jordarten. Det er det kapillære opptrukne vann som forårsaker dette ved sin vekt. Størst er kraften nær det høyeste kapillære nivå over grunnvannet og minst nede ved grunnvannspeilet. Jordar­ ten vil derfor i et snitt virke fast og umettet ved den kapillære grense, og mer og mer løs og vannmettet nedover, men det er først i grunnvannsnivået en kan ha fritt vann på siden av jordarten. Grunnvannet kan i dette nivå bryte ut gjennom jordveggen og vasker med seg finstoff, og en kan få undervasking og ras. En brønn som ikke når ned til grunnvannet, vil aldri føre vann, selv om den er utgravet til langt under den nedre kapillære grense og jordveggene virker fuktige og vannmettede. For plantene betyr jordartenes kapillaritet meget. I tørre sommere står vege­ tasjonen oftest mest frodig på siltjordarter nettopp fordi vann fra grunnvan­ net trekkes opp til planterøttene av de kapillære krefter.

Selv om en kan si at kapillariteten er særlig stor i leire, får en ofte en hurtig­ ere uttørking av disse jordarter fordi permeabiliteten er så liten at det kapil­ lære vann ikke trekkes fort nok frem til overflaten til å kompensere avdampningen. Selv her i landet med såpass fuktig klima får en fort en uttørking av leirene i de øverste lag. Vi betegner dette lag for tørrskorpen.

Sigevann

betegnes det vann som er i bevegelse nedover til grunnvannspeilet. Når sigevannet på sin veg nedover møter det kapillært opptrukne vann, løper det over i dette. Kapillærvannet vil så på sin side avgi tilsvarende mengde vann til grunnvannet.

Det er fra sigevannet at grunnvannet for en stor del mates. Da det er så mange variable størrelser som bestemmer mengden av nedsiget, vil matingen til grunnvannet bli forskjellig fra tid til tid og fra sted til sted, ofte med rela­ tivt store variasjoner innen mindre områder. Grunnvannspeilets nivå vil være bestemt av forholdet mellom tilsig, avdamping og avrenning. I vårt klima kan avdampingen fra terrengoverflaten på enkelte steder og i korte perioder bli så stor at jordarten i topplaget blir støvtørr. Men dette er oftest kortvarig. En kan si at avdampingen har gått fortere enn fremtrekkingen av kapillært og hygroskopisk vann. Der vil i slike tilfeller oppstå et tørt overgangssjikt som bremser på avdampingen. På steder hvor avdamping­ en er særlig stor (f.eks. i ørkenstrøk), og hvor grunnvannet inneholder salter, vil saltene kunne trekkes opp med kapillarvannet og felles ut i overflaten. En får derved en saltskorpe. Denne hindrer da den videre avdamping i vesentlig

-76-

grad. Det er den motsatte prosess som er vanlig i vårt klima. Vi har gjerne en nedvasking av salter og andre løslige stoffer.

Sigevannet fører hos oss oppløste stoffer fra over grunnvannet og ned til det­ te, men allerede ved nedre kapillære grense blir sigevannet bremset opp, og en har ikke lenger både luft og vann i porene. Der oppstår med andre ord andre fysikalsk-kjemiske betingelser allerede ved den nedre kapillære grense. Dette har stor betydning for oppløsningen og utfellingen av lett løslige stof­ fer, og dermed for jordbunnsprofilenes dannelse og for vegetasjonen.

Det adsorptivt bundne vann Dette er et vann som er bundet til overflaten av alle mineralkorn nede i jord­ en. Mengden av dette vann er for det første avhengig av jordartens finkornighet eller dens spesifikke overflate (all overflate pr. vektenhet av jordarten). Denne spesifikke overflate er for en grov grus mindre enn 1 cm2/g og for en fet norsk leire av størrelsesorden 250 000 cm2/g. Videre er mengden av det adsorptive vann avhengig av mineralenes art og av mengden og typen av opp­ løste stoffer i vannet. Et bruddstykke av et mineral vil på sin overflate ha regelmessige molekylordninger som er revet over. Det blir derfor frie elektriske ladninger rettet utad som vil binde til seg vannmolekyler. Disse vannmolekyler passer naturlig ikke helt inn i det foreliggende istykkerbrudte molekylære system, og den påtvungne faste form eller binding som vannet får, taper seg oftest fort ut fra mineraloverflaten. Mange mineraler kan binde mer vann i en retning enn i en annen avhengig av krystallgitterets oppbygning. Dette vann damper for en stor del av ved oppvarming til 105° C.

Hinnenes tykkelse er meget liten. Det er vanligvis tale om tykkelser < 50 Å, dvs. 5 • 10’6 mm, men det adsorptivt bundne vann utgjør likevel flere vekt­ prosent av vannet i en leire. Dette vannets spesielle tilstand har stor betyd­ ning for mange fysikalske forhold ved våre jordarter, f.eks. leirers skjærfasthet, plastisitet, sensitivitet og jordartenes telefarlighet. I enkelte leirmineraler (montmorillonittgruppens mineraler) kan også vann inne i mineralet avgis og opptas i takt med uttørkingen og oppbløtingen av materialet, med tilsvarende volumforandringer. Dette må en betrakte som noe helt spesielt for denne mineralgruppe, og det gjør disse mineraler av sær­ lig interesse for mange ingeniørgeologiske problemer.

- 77 -

Krystallvannet

Det rent kjemiske bundne vann inne i enkelte mineraler utgjør en del av mi­ neralene. Det er vanligvis fast bundet, og er vanligVis unndradd enhver for­ bindelse med vannet ellers i jordskorpa når en ser det hele over kortere geolo­ giske tidsperioder. Vannet i enkelte mineraler kan drives av ved meget sterk oppvarming eller glødning.

Isdannelse i jord (teledannelse)

Når lufttemperaturen om høsten over en viss tid synker til under 0° C, fører dette til at vann fryser til is. Isdannelsen skjer både oppå jordoverflaten og under denne. Det som skjer nede i jorden betegnes teledannelse. Undre gren­ se av den frosne jord kalles telefronten (fig. 46). Det er to måter denne tele­ dannelse kan skje på. Den ene er at vannet fryser på det sted det finnes, idet frosten setter inn. I dette tilfelle får man bare en volumutvidelse som er be­ stemt av vannets utvidelse ved frysning. Vannet utvider seg som bekjent ca. 10 %. Vanninnholdet er etter tining det samme som før frysning og vanninn­ holdet er ofte lavt. Den annen måte teledannelsen kan skje på, er at vann i perioder trekkes opp til telefronten og fryser der. Dette fører til dannelse av islag i jorden. De ligger parallelt telefronten. Disse forholdsvis tynne islag som etter hvert dannes nedover i telesonen, betegnes islinser. Islinsedannelsen fører til at jordarten over løftes i tilsvarende grad. Vanninnholdet i jord­ arten over telefronten er i disse tilfeller langt høyere enn det var før frys­ ningen inntrådte. Ofte er det høyere enn det maksimalt kan være i den ufros-

Fig. 46. Et jordprofil med telelinsedannelse.

- 78 -

sete jordarten. En får ved tining av slike masser et overskudd av vann og en sterk oppbløtning av jordarten. Man skiller derfor praktisk og teknisk mel­ lom begrepene teleløftning under frysningsprosessen og teleløsning under tiningsprosessen. Begge fenomener fører til teleskader. Isens struktur i islinsene er karakterisert ved iskrystalInåler vinkelrett telefronten (på tvers av islinsene). Disse nåler vokser utelukkende ved at de leg­ ger på seg etter lengdeaksen, dvs. i den retning telefronten beveger seg. Struk­ turen betegnes pipeis. Under barfrostperioden dannes pipeis ofte i overflaten i fuktige områder under et tynt lag av organisk materiale. Strukturen er i slike tilfeller lett å iaktta.

Under frysning avgir jordarten og vannet i den varme. Denne varme skal ledes ut og avgis til luften. En får derfor to viktige bestemmende faktorer for frostnedtrengningen i bakken. Den ene er mengden av vann som skal fryses til is, og den annen er varmeled­ ningen gjennom jordarten og ut i luften. Den spesifikke varme for en tørr jordart og forsåvidt også for vann, er meget lav i forhold til den spesifikke smeltevarme for is, henholdsvis ca. 0,84, 4,19 og 364 J/g. Frysningen av vannet i jordarten virker derfor meget sterkt hemmende på telenedtrengningen. Varmeledningsevnen hos en jordart avhenger i meget stor grad av luftporeinnholdet. Forholdet er det samme som i bygningsmaterialer. En tørr eller tilnærmet tørr jordart er f.eks. en langt dårligere varmeleder enn en vannmettet. Et tørt organisk materiale, f.eks. torv, er en langt dårligere varmeleder enn en tørr sand p.g.a. langt større og gunstigere fordelt porevolum. Videre betyr også varmeovergangsegenskapene mellom forskjellige lag noe for telenedtrengningen, spesielt overgangen til luft og eventuelt is og sne. Sne er en spesielt dårlig varmeleder. Kvarts leder varme bedre enn andre mineraler.

Det maksimale trykk som isnåler kan tenkes å øve på overliggende masser er en funksjon av underkjølingsgraden av vannet idet dette fryser (fig. 47). Ved -0,1° C er det omlag 1,2 MPa. Trykket av 2 m jord er omlag 0,04 MPa. Overliggende masser vil i så fall lett kunne unnvike etter som krystallen vokser bare underkjølingen er noen hundredels grader Celsius. Det synes imidlertid å til å motstå trykk uten bestemmende for den dette vann fryser ikke

være det adsorptive vanns egenskaper, dvs. dets evne å skvises bort i kontaktsonen mellom kornene, som er maksimale løfteevne. Denne er også meget høy. Og helt før temperaturen er nede under-10° til -20°C.

En har registrert en tynn tørkesone under telefronten (fig. 46), men en må

- 79 -

Fig. 47. p-T-diagram for vann-is ved konstant volum.

Fig. 48. Transport av vann opp til islinsen.

a = islinse. b = mineral korn, c = adsorptivt bundet vann, d = ka pil lært opptrukket vann. ♦---------- transport ved strømning. i tetningskjernen og skape vesentlige vanskeligheter. I en vegfylling kan de gi potensielle glideflater for ras etter sterkt regnvær eller i teleløsningsperioden. Videre byr siltmaterialer og siltrike morenematerialer på større vanskelighe­ ter under arbeidet enn grus og sand og godt gradert morene. Dette p.g.a. at de lett kan ta opp vann i regnvær og derved få liten indre friksjon og dårlig stabilitet. De flyter i så fall ofte lett ut f.eks. ved vibreringer av grave-, trans­ port- og pakkeutstyr. De vil også lett »klabbe» i gravemaskinens skuffe og på lastelemmen under transporten.

Meget enssorterte sanddige jordarter er også noe vanskeligere å få pakket enn godt graderte jordarter. Et særlig høyt innhold av grov glimmer eller leirmi­ neraler, spesielt svellende leirmineraler, er naturlig heller ikke ønskelig for et godt resultat. Til støttefyllinger nyttes som nevnt oftest sprengt stein som spyles med vannkanon, eventuelt valses. God pakking er særlig viktig når bergartene er skifrige og bløte. Ikke pakkede tipper av fyllitt kan f.eks. etter få år sette seg 10 - 20 %. Inneleires snø i tippen, kan setningene bli langt større.

Frostforvitringen vil kunne angripe steinen ned til 2 - 4 m fra overflaten. Der blokkstørrelsen har betydning for bølge- eller elveerosjon, er det viktig å bruke frostbestandige steinmaterialer. Solifluksjon kan også inntreffe i stein­ fyllinger.

I meget høye steinfyllinger kan en få en nedknusing av de mindre blokk p.g.a. de spenninger som bygges opp i fyllingen. Dvs. på små kontaktflater mellom blokkene blir punktlastene store og induserte strekkbrudd kan inn­ treffe. Slikt vil vanligvis skje under den langsomme oppfyllingen. Det regis­ treres derfor bare små langtidssetninger p.g.a. dette forhold.

Blir steintippen høy, får en ofte en separasjon av materialet når det glir ned­ over skråningen. Det groveste materiale glir eller ruller gjerne lengst nedover skråningen, mens det mer finkornige anrikes øverst i fyllingen. Ifall en skal ordne et lag av grovstein til dekning av skråningen, kan dette skape pro­ blemer for stabiliteten, idet steinlaget kan skli ut på det underliggende finmateriale. Konstruksjonen er også uheldig om det grove blokklag skal be­ skytte mot bølgeslag.

- 265-

Lokalisering av løsmasser for byggetekniske formål Til dette nytter en topografiske og geologiske karter, flyfotografier og felt­ undersøkelser, samt den generelle viten vi har om våre kvartære avsetninger. Til tetningsmasser for jorddammer nyttes oftest ekte bunnmorene. I steile støtsider for isbevegelsesretningen, i trange morenefylte kløfter på tvers av isbevegelsesretningen og i skiferrike områder eller områder hvor en har skiferbergarter bare få kilometer tilbake i isbevegelsesretnigen, har moreneanrikningene gjerne det mest velgraderte leirholdige materiale for tetningskjerner. Til filtermasser brukes jordmasser med lite finstoff slik som blokkfattig glacifluvialt preget ablasjonsmorene og rene glacifluviale materialer.

Til vannbundne vegdekker kan ofte leirfattige morenematerialer og glacifluviat pregete ablasjonsmorener nyttes. Men vanligvis nytter vi glacifluvial grus fra eskere, glaciale deltadannelser o.l. til grusdekker, asfaltdekker, oljegrus­ dekker og betongtilslag. (De må oftest tilsettes knust fjell.)

De glacifluviale materialer finnes ofte lettest ved studier av flyfoto. Fore­ komstene tas da ut på grunnlag av de karakteristiske overflateformer som disse avsetninger har (jfr. beskrivelsene av eskere, delta, dødisdelta etc.). Det er imidlertid også andre holdepunkter til hjelp for å finne grus. Her skal det nevnes noen.

Samtidig som havet sto nær MG hadde vi den sterkeste isavsmeltning. Vi fikk av den grunn, med havet som erosjonsbasis, bygd opp våre største glaciflu­ viale avsetninger til dette nivå. Langs bekker og elver i dette nivå finner en derfor ofte grusforekomster. Ved de forskjellige endemorenetrinn i våre dalfører og fjorder finner vi ofte partier hvor breelvene over lengre tid har spylt ut grusmasser. Disse fluviale rygger behøver ikke å være bygget opp til MG eller ha form av terrasser. Ofte ligger de som rygger som stikker ut fra dalsiden og stuper ned i fjorden.

Under isavsmeltningen innover i landet hadde vi ofte bretunger i dalene og utover fjellplatåene på sidene av dalene. Smeltevannet fra de høyereliggende bretunger flommet da gjerne over pass oppe i fjellmassivet og nedetter senkninger i dalsidene. Der de møtte den lavereliggende bretunge, fikk vi så grusanrikninger i form av et delta med et dødisdelta og en esker. For å finne grusforekomster i våre dalfører, ser vi derfor gjerne etter senkninger i dal­ sidene som fører opp mot pass. Selv om bekken og bekkekløften i våre dager

-266-

er helt ubetydelig, kan vannførinngen ha vært helt annerledes under isav­ smeltningen. Innover platået fra passene finner en også ofte eskere. Det årlige forbruk av grus og sand til veg- og betongformål etc. her i landet er i 1974 av størrelsesorden 20 mill, m3 og av knust fjell 5,5 mill, m3.

- 267 -

SNØ OG SNØSKRED

Vanlig nysnø i kaldt og stille vær har oftest stjerneformede forgrenede hexagonale krystaller. Nysnøen har en tyngdetetthet på 0,01 - 0,05 g/cm3 og er meget porøs og løs. Når den eldes, foregår det en omdannelse i den etter to forskjellige prosesser. Den ene prosess starter straks snøen er falt til ro og går fortest ved tempera­ turer nær 0° C. Det som skjer er en fordampning og kondensasjon p.g.a. kornformen (se side 80). Dette fører til at kornene etter hvert blir rundaktige og får enkelte små isforbindelser. Kornene som dannes er ca. 1 mm store, og snøen synker sammen til tyngdetetthet omkring 0,3 g/cm3 (kornet snø). Den annen prosess skjer langsommere og i første rekke under sterk kulde. Den skyldes den temperaturforskjell som finnes nedover i snødekket. Tem­ peraturen kan f.eks. i overflaten være omkring - 30° C mens den samtidig i underste del av snødekket kan være nær 0° C. Grunnen er snøens dårlige varmeledningsevne. Dette gir en stor forskjell i damptrykket over de enkelte krystaller avhengig av hvor de befinner seg lagmessig i dekket. Resultatet er en avdampning nede i dekket og en kondensasjon høyere oppe, evt. helt oppe i snøoverflaten. Langsomt bygges det ved denne prosess opp et sjikt av kornet snø. Fortsetter prosessen, dannes det etter hvert frie, hule begerkrystaller som danner den såkalte rennesnø. Navnet har den fått fordi den nærmest mangler sammenbinding eller kohesjon. Underst i dekket får man samtidig en meget åpen struktur, til dels med store hulrom.

I løpet av vinteren dannes det ofte sjikt av rennesnø. Hyppigst finner en dem dypt nede i de eldste snølag. De må i skrått terreng betraktes som potensielle glideplan p.g.a. sin lave skjærfasthet.

I sterk vind kan fokksnø pakkes meget godt, og den kan da oppnå en stor strekkfasthet som forbedres under senere temperaturer nær 0° C. Skarelag dannes i mildvær. De kan om de dekkes av ny snø, virke noe diffusjonshemmende likesom fokksnøen, men representerer ikke selv potensielle glideplan slik som rennesnølagene. På den annen side finner en ofte rennesnø under skarelag eller fokksnølag p.g.a. diffusjonsforholdene og temperaturgradientforholdene. Rennesnø kan dannes i overflaten og bli overlagret av fokksnø eller nysnø. Lokaliseringen av rennesnøsjikt er av stor interesse for studiet

-268-

Fig. 169. Ramprofil i snelag med potensiell glideflate.

av rasfaren. Den kan foretas ved ramsondering gjennom dekket (se fig. 169) eller ved å grave sjakter i snøen. Fordelingen av snøen er sterkt avhengig av vindhastigheten. Den hopes opp på lesiden for fremherskende vindretning, f.eks. under fjellhammere og i skålformede senkninger i le for vinden. Hengeskavler får en der snøen driver utfor et større eller mindre stup. Det bygges opp et overheng som viser at fokksnø kan ha stor strekkfasthet. Lange snøfonner får en ofte på lesiden av mindre forhøyninger. Vegetasjonen kan ofte fortelle noe om snødekkets normale tykkelse i et om­ råde. F.eks. er ofte bjørkestammene hvitere og nær frie for lavvekster opp til normalt snønivå. Vegetasjonen er også særpreget der snøen vanligvis blåser bort. En kan i noen grad påvirke snøfordelingen ved å bygge snøskjermer. De bør plasseres mest mulig vinkelrett på fremherskende vindretning og etter høyde­ drag i terrenget. De bør ha en fyllingsgrad på 0,4 - 0,5. Nærmeste skjerm mot en skavldannelse bør ligge i en avstand fra platåkanten lik 10-12 ganger skjermens høyde, ifall det er skavldannelsen en vil motvirke. Skjermene vir­ ker også akkumulerende på snøen. Blir de satt opp på et platå, kan de derfor redusere fokksnøanrikningen nedenfor platåkanten, og eventuelt i noen grad i senkninger om avstanden er avpasset etter vindstyrke, skjermenes høyde etc. Skjermene har ingen innflytelse på snøfordelingen under snøfall I stille vær.

-269-

Snøskred deles vanligvis i mjøllskred og kramskred, men dette er basert på skredmassenes karakter i skredbanen og avleiringsområdet og ikke på situa­ sjonen i området der skredene starter (løsneområdet). Basert på situasjonen i løsneområdet skiller en mellom løssnø-skred og flak-skred, og det er snøens fasthet i løssnøområdet som er bestemmende for typen. (Se fig. 170.)

Løssnø-skred dannes i snø med liten kohesjon, f.eks. i rennesnø eller nysnø. De har en punktformet utløsning øverst i snødekket og sprer seg noe nedover i skredbanen. Disse skred er gjerne små, men meget hyppige. Bare sjelden har de virkelig store dimensjoner, men kan da naturligvis forårsake store skader.

Når et snødekke siger sammen i en skråning, oppstår det i konkave partier trykkspenninger parallelt overflaten, mens det i konvekse partier og neden­ for fremstikkende fjellneser oppstår strekkspenninger, se fig. 171. Strekk­ spenningene kan føre til sprekkdannelser vinkelrett snødekket. Om et flakskred vil gå, avhenger av skjærfastheten i et eventuelt løst lag eller rennesnølag nede i snødekket samt av skjærfastheten der glideplanet skjærer ut gjennom snølaget, se fig. 171.

Det er ikke sjelden at man etter snøfall om våren har en situasjon hvor det skal svært lite til av ekstra last eller sjokk for å få et strekkbrudd øverst i et flak-skredfelt, slik at et skred blir utløst. Denne situasjon er spesielt farlig fordi skiløpere lett kan utløse slike skred. Likeledes kan et brudd i en snø­ skavl utløse et flak-skred i skråningen nedenfor. Skred av flakskredtypen er særlig hyppige når en har rennesnølag og får sterkt snøfall, idet nysnøen øker belastningen på det gamle, faste dekket av fokksnø eller kornet snø. Det er flak-skred som oftest er de store farlige skred, idet store snømengder løsner under ett. Flakene er ofte flere tusen m2 og har tykkelser på 1 - 3 m. De største skredmassene kan bli hen mot 0,1 mill. m3.

Ifall snøen er tørr og skredmassene løper utfor et stup, kan den blande seg med luft og hvirvles opp. Den oppfører seg da som en tung gass som faller videre nedover dalsiden (mjøllskred). Slike skredmasser kan få hastigheter opp i 50 m/s. De kan løpe over dalen og opp på den annen side. Det er særlig vindstyrken som i disse tilfeller forårsaker skader. Snøen blir, etter at den er falt til ro, meget hårdt pakket. Våt snø løper også med forholdsvis stor hastighet i skredbanen (10 - 25 m/s), mens større flak-skred av fast, tørr snø glir ut som faste blokker og går vesentlig langsommere. Trykkvirkningen i skredbanen er gjerne stor. Den kan være 1 MPa. Men helt nede i skredtungen kan en ofte regne med så lave trykkvirkninger som 0,05 MPa.

- 270 -

Fig. 170. Skredtyper.

A: Løstne-skred.

B: Flak-skred.

-271 -

Det som karakteriserer områder hvor flak-skred løsner, er at helningen ligger mellom 25° og 60° (hyppigst mellom 30° og 50°, se fig. 172). Terrenget er dertil nærmest skogfritt og har forholdsvis jevn overflate. F.eks. er glatte svaberg ofte typiske løsneområder. Det er særlig på steder hvor snø hopes opp og hvor det oppstår strekkspenninger i snødekket p.g.a. signing at be­ tingelsene er til stede. Det vil oftest si i skålformete partier, kløfter og skar i fjellsiden. Ujevnheter i terrenget på et fåtall meter, f.eks. steinblokker, lav bjørkvegetasjon o.l., er ofte til lite hinder for skreddannelsen, idet snødekket kan være vesentlig mektigere. Bjørk og vidje bøyes lett ned, men solid bar­ skog i løsneområdet virker derimot sterkt rashemmende.

Fig. 172. Frekvensen av flak-skred som funksjon av skråningens hein ing svin kei.

-272 -

Sikring mot skred kan skje etter 4 prinsipper. En kan foreta spesielle forbygninger i skredbanen, i skredets løsneområde eller på luvsiden av skredets løsneområde. Eller en kan sprenge vekk snøen (utløse raset under kontroll evt. før det blir for stort).

I skredbanen benyttes ledemurer, snøoverbygninger og bremsende fortanninger i form av store jordhauger, se fig. 173.

Fig. 173. Eksempler på forbygninger i skredbanen.

I løsneområdet bygges gjerne støtteskjermer for å holde på snødekket. De settes ofte i rader nedenfor hverandre og skal holde mot trykket fra de høy­ ereliggende snømasser, evt. opp til ovenforliggende støtteskjerm. De må ha tilstrekkelig høyde slik at ikke skredet kan gå over dem, og de må være di­ mensjonert for å tåle snøtrykket. (Se fig. 174).

-273-

PÅ

luvsiden av skredområdet

På luvsiden av skredområdet kan man sette opp samleskjermer og ledeskjermer for snøen, slik at en unngår å få store snøopphopninger i det potensielle løsneområdet lenger nede i skråningen, se fig. 174.

Nedsprengning av skavler og potensielle flak-skred foregår med spesielle gra­ nater som skytes opp, eller med vanlig sprengstoff der en kan komme til.

Den mest effektive sikringsmetode er vanligvis forbygning i løsneområdet, men stedet kan være vanskelig tilgjengelig, og det er ikke alltid at en totalbeskyttelse er absolutt nødvendig. De lokale forhold må være utslagsgivende. Ofte kan det være ønskelig å nytte en kombinasjon av de forskjellige sikringsmetoder.

-275-

STIKKORDLISTE Listen omfatter ikke: Krystallformer, mineral- og bergartsnavn. Geologiske periode- og formasjonsnavn. Fossil- og strategrafiske navn.

(når disse er anført i tabeller eller annen skjematisk sammenstilling.)

Ablasjonsmorene Abrasjonsterrasse Abrasjonsflate Abrasjonsverdi Abrasjonsvitne Adsorptivt bundet vann Aerometer Aggregate Abrasion Test Aggregatmetoder Akkumulasjon Alkaliforgiftning Alpin foldning Amfibolitt-facies Aminstoffer Amorfe stoffer Andreassens metode Antiklinal Artesisk vann Askevulkaner Atmosfæren Atterbergs skala Aurhelle Bal lastlag Barkhaner Basis (flate) Basislag Batolitt Begerkrystaller (snø) Beskows grensepunkter

126 141 142 238 142 62 11 238 229 101, 108 250 191 183 254 23 11 172 69 159 3 6 97 90, 257 138 20 241 161 267 82

Blandete vulkaner 159 Bleikjord 97 Blink (i stein) 244 Blokklava 158 Blytt og Sernander's skala 215 Bløtjordskred 86 Borbarhet 229 Botner 124 Botnbre 121 Bottomset-lag 109 Boudinage 173 Brant 141 Breavsetninger 125 Bredemte sjøer 217 Brunjordprofil 97 Brunkull 149 Bunnis 104 Bunnmorene 125 Bunnmorene, regional fordeling217 Bærelag 256 Bølgeslagsmerker 145 Bøyestrekkfasthet 244

Caldera (= Innsynkningskratere) 159 Canyons 217 CBR (California Bearing Ratio) 241 Cro-Magnon-rase 193 Cumulativ kurve 6 Cykadéer 192 Cykloner 60

•276-

Dalbre (= Alpin bre) 121 Darcy's lov 64 Dampkilder 159 De Geer's skala 215 Delta 108 Denudasjon 149, 160, 178 Diagonalsjiktning 110 Diatomacéer (Kiselalger) 149,225 Differensiasjon (magmatisk) 163 Diffusjon i fast fase 182 Dinosaurer 193 Diskordans 156 Droppstein 111 Drumlin 126 Duktil 228 Dynesand 138 Dødhetsgraden 232 Dødisgroper 129 Dødis 133 Dødis-delta 134 Dødis-morene 133

Effektivspenninger 71 Eklogitt-facies 183 Elektroosmose 119 Elveerosjon 101 Elvetransport 105 Enakset trykkforsøk 235 Endemorene 127 Eokambrisk tid 190,193 Eoliske sedimenter 13,137 Epidot-amfibolitt-facies 183 Epirogenetiske bevegelser 165 Episenter 163 Erosjonsbasis 103 Erosjonshud 103, 137 Eruptive bergarter 44 Eruptivgang 160 Esker (ås) 131 Eutekticum 162

Facies Fakolitt Fall (vinkel) Fallprøve Falsk skifrighet Fenoskandia Fiederspalten Filler Filter (materiale) Fjellkjede (geologisk) Flakskred Fleksur Flisighet (/s-tall) Fnokking Fokksnø Foldning Foldningsakse Foliasjon Foraminifer Forbygninger Foreset-lag Forkastning Formuldingsgrad Forsterkningslag Forsumpning Forvitring Forvitringsjord Fossiler Frostsprengning Frostbestandighet Fyllinger

183 160 174 229 176 195,217 169 249 241 177 269 170 15,230,249 11,153 267 166, 172 172 174 225 258 109 132, 166

148 256 147 92 98 188 92 246 258

Genetisk 6 Geologiske perioder 190 Geologisk syklus 179 Geosynklinal 177 Geotermisk gradient 185 Geysirer (= Springkilder) 72, 159 Gjennomsettende gang (= Dyke) 160 Glaciale avsetninger 125 Glacifluviale avsetninger 125,131 Glacifluviale delta 136

- 277 -

Glacif luvialt pregede avsetninger 125 Glans (bruddflater) 24 Glidespeil 168 Glidestriper 168 Graben 167 Granittisering 183 Granoblastisk 182 Granulitt-facies 183 Grunnbrudd 209 Grunnfjell 183, 189, 195 Grunnvann 62 Grunnvannsspeil (-nivå) 63 Gruskjegle (= Grusvifte) 108 Grytehull (= Dødisgrop) 129 Grønnskifer-facies 183 Guano 149 Gytje 5,8,147 Hazens formel Heder Hengende daler Histogram Horst Humusinnhold Humus (-syre) Hvalskrottfjell Hydraulisk gradient Hydrometer-metoden Hydrosfæren Hydrotermale ganger Hyposenter Hypsografisk kurve Hårdhetsskala (Mohs') Hårdt vann

66 207 124 6 167 239 96,146 122 64 11 3 162 163 3 24 96

Indusert strekkfasthet Inkompetent Innlandsis Interglaciale perioder Interstadiale perioder Isostatisk likevekt Israndavsetning

234 173 121 192 192 185 127

Isrand-delta Isskillet Isskuringsmerker Istiden

129 211 122 205

Jetbrenning Jettegryter Jordarter, klassifisering Jordartsbetegnelser Jordfyllingsdammer Jorderosjon

244 104 6 5 258 101

Kaledonsk (alder, fjellkjede, foldning) 190, 199 Kames 131 KanaKbrenning, boring) 247 Kapillaritet 62 Kapillarimeter 73 Kapillær grense 73 Kapillærkraft (= Hårrørskraft) 73 Kapillærvannet 73 Karst-fenomener 94 Kataklase 182 Kilder 69 Kilsøm 247 Kiselgur 149 Kisinnhold 239 Kjemisk bundet vann 62 Kjemisk forvitring 94 Kjemiske sedimenter 152 Kløyvegenskaper 195,228 Kløyvretninger 243, 246 Knusningssoner 170 Kohesjon 103 Kompetent 173 Kompositt-materialer 228 Komprimering 210 Konsolidering 111 Konta ktmetamorf ose 53, 162 Konveksjonsstrømmer (i jordskorpen) 179 Korallrev 166

- 278 -

Korallsand Kornfordelingsanalyse Kornfordelingskurve Kornform Korntrykk Kramler Krater Kratersjø Krystallform Krystallgitter Krystalloblaster Krystallsystem Kuldemagasinering Kullstoffets kretsløp Kvabb Kvadermur Kvitmose (spagnum)

154 9 5 14 71 247 157 159 19 19 182 19 89 61 8 245 146

L-bølger Lagergang (= Sil 1) Lagune Lakkolitt Lakustrine avsetninger Laminær skyvning Lapilli Lateralavsetninger Laterittforvitring Lava Lavaplatåer Ledefossiler Ledemur Leirmineraler Leirskred Levéer Liggende fold Linjestruktur Litosfæren Los Angeles-metoden Løss Løssnø-skred

164 160 143 160 136 176 158 130 97 157 158 188 272 40 225 105 172 176 3 233 139 269

144,220 (MG) Marine grense Maar (=Eksplosjonskratere) 159 Magma 157 Magmatisk differensiasjon 163 Mammut 193 111,141 Marbakke Marsk 143 Meanderdannelse 103, 110 Mergel 148, 153 Metamorfose 18, 43, 180 Midtmorene 130 Migmatitt 183 Mikrofossiler 225 Mjøllskred 269 Modent lengdeprofil 113 14 Moreneleire Mutasjoner 194 Myrer (topogene, soligene og ombrogene) 146 Myrmalm 96 Mørtelsand 249

Natronlutmetoden Nunatakker

239 213

Ombrogene myrer Optimalt vanninnhold Organiske sedimenter Orogene perioder Overhead stoping (= Tak strossing) Overskyvninger

146 240 152 179

P-bølger Paleontologi Palser Pegmatitt (-ganger) Peneplan Peptisator Permafrost Permeabilitet

161 175

163 1,188,192 87 17, 162 150 11 62,84,87 64

-279 -

Pertittlameller 32 Petrografi 43 Petrologi 1, 161, 180 Pipeis 78 Planstruktur 174 Platåbre 121 Podsolprofil 97 Polarisasjonsmikroskop 24 Polfluktkraften 179 Pollen 225 Polygonmur 245 Porevann 62 Porevannstrykk 71,74 Porfyroblastisk 182 Postglaciale leirer 183 Preglaciale (subglaciale) elveløp 216 Presplitting 246 Proctor Standard 240 Prøvestykkemetoder 229 Punktlasttest 234 Putelava 158

Radiolarieslam 154 Raet 130,207,215,224 Ramsondering 268 Raviner 114 Ravinevifte 116 Regionalmetamorfose 53, 176 Regresjon 155 Rennesnø 267 Restmagma 162 Ripehårdhet 24 Rubbelmur 245 Rundhet 15 Rustjord 97 Rustutfellinger 96 Råhumus 97 Råkopp 244

S-bølger Saltskorpe Sanddyner

164 75 137

Sandflukt Sapropel Saussurittisering Sedimentasjon Sericittisering Seter (strandlinjer) Shelf-is Sidemorene Sigevann Sikteanalyser Sikter Singel Skarelag Skiveleire Skjoldvulkaner Skjærboks Skurestein Skyvedekke Skyveplan Slemmeanalyse Slepefolder Slitasjeverdi Sluk-ås (esker) Snøgrense Snøkrystaller Snøoverbygninger Snøskjerm Solifluksjon (/s-valker) Soligene myrer Solsprengning Sorteringstall (So) Spagnum (-masse) Spalteretninger (spalteriss) Sprekkeanviser Sprengbarhet Springkilder Sprø Sprøhetstall Spylerenner Spbkliga rester Stam-magma Standard Proctor metoden

139 154 182 108 182 217 121 130 62, 75 9 9 8 267 153 158 241 123 175 175 9 173 237 131 119 215 219 217 84,85 146 94 13 149 24 247 229 72 228 230 133 162 163 240

- 280 -

Stavsikt 15, 230 Steinfyllingsdammer 258 Steinsprang 99 Stokes lov 9 Stokk 160 Strandflate 142,202 Strandlinje 141 Strandterrasse 141 Strandvoller 143 Strekfarge 24 Strekningsstruktur (= Linjestruktur) 176 Struktur (berg­ arter) 165, 168, 169, 170 Strukturmark 84 Strøk og fall 174 Strømgrop 104 Strømrifler 111,145 Stubbelag 148 Styrkeanisotropi 236 Støtsidemorene 123, 127 Subbus 83,87,242 Summasjonskurver 6 Suspensjon 10 Svartjordprofil 97 Svelleleire 40 Synklinal 172 Søm 247

Tapestransgresjonene Tele, telefront Teleras Tektoniske bevegelser Termer Terregene sedimenter Tidevannsbølgen Tilslag (betong) Topogene myrer Topset-lag Transgresjon Trekantdiagrammer Trilobitter

220 77 86 165 72 152 151 249 146 109 155 5 193

Tunneldaler Tvillingdannelse, tvillingstriper Tørrpakking Tørrskorpe (leire) U-dal Urdannelse

207 31 263 75,81

123,213 98 63 158 61

Vadier Valkelava Vanndampens kretsløp Variscisk (alder, fjellkjede, foldning) Varvig leire Vass-skred Vestdriftkraften Viskositet Von Post's skala Vulkan Vulkansk aske Vulkanske bomber Våtpakking

190 153 86 179 9 148 157 158 158 263

Wadell's metode Well-points

15 119

Ødometer Øvre marine grense (MG)

241 144

Årsvarv Ås (esker)

153 131

- 281 -

SUPPLERENDE LITTERATUR

OVER GENERELLE GEOLOGISKE EMNER

1. CLAUSEN, H. (1961), Krystallografi. Munksgard, København. 2. ERIKSSON, E., GUSTAFSSON, Y. og NILSSON, K. (1966), Ground

Water Problems. Proc. of the Int. Symp., Stockholm. Pergamon Press.

3. FLINT, R.F. (1970), Glacial and Quarternary Geology. John Wiley and Sons Inc., London.

4. FLINT, R.F., SKINNER, B.J. (1974) Physical Geology. John Wiley and Sons Inc., London.

5. GILLULY, J., WATERS, Aa.C. and WOODFORD, A.O. (1969), Principles of Geology. Freeman and Co., San Fransisco.

6. HEINTZ, A. (1953), Forsteininger man kan finne i Norge. J.W. Cappelens Forlag, Oslo.

7. HOLMES, A. (1965), Principles of Physical Geology.

Nelson Ltd., London.

8. HOLTEDAHL, O. (1960), Geology of Norway. NGU nr. 208, Oslo. 9. HOLTEDAHL, O. (1968), Hvordan landet vårt ble til.

J.W. Cappelens Forlag, Oslo. 10. NOE-NYGAARD, A. (1955), Geologi, processer og materialer.

Gyldendal, København. 11. NOE-NYGAARD, A. (1962), Mineralogi. Munksgard, København. 12. RANKAMA, K. (1965), The Geologic System. The Quaternary, vol. 1,

John Wiley and Sons Inc., London. 13. SHELTON, J.S. (1966), Geology Illustrated.

W.H. Freeman and Company, London. 14. SHEPARD, F.P. (1963), Submarine Geology.

Harper and Row, Publishers. New York - London. 15. SKJESETH, S. (1974), Norge blir til. Chr. Schibsteds Forlag, Oslo.

16. WUNDERLICH, H.G. (1968), Einfuhrung in de Geologie. Band 1 und 2.

Hochschultaschenbucher-Verlag. 17. ZUBKOV, V. (1967), General Petrography, A short course. Mir Publishers, Moscow.

GENERELL GEOLOGI

ERUPTIVE BERGARTER (Forenklet etter Streckeisen, 1967)

SEDIMENTÆRE BERGARTER (Forenklet etter Pettijohn, 1961)

Andre sedimentære bergarter:

Eruptive bergarter er dannet ved størkning av smeltede bergartsmasser (magma). Eruptive dypbergarter er dannet ved at magmaet har størknet langsomt på stort dyp til grovkrystalline bergarter. (Store blokkbokstaver på diagrammet.)

Kull

Konglomerat*

Kalkstein

Tuff

Ti Hitt*

Kalkskifer

*Farge avhengig av bollenes sammensetning. Bergarter med >50% karbonat betegnes kalkstein eller kalkskifer. Bergarter med innhold 10—50% karbonat betegnes kalkrik (eks. kalkrik gråvakke).

Eruptive dagbergarter er dannet ved at magmaet har trengt opp på jordoverflaten med hurtig størkning til finkrystalline bergarter. (Små blokkbokstaver på diagrammet.)

Sure bergarter er eruptive bergarter med SiO2-innhold >66%, dvs. bergarter med synlig kvarts. Slike bergarter er f.eks. granitt og enkelte granodioritter. Intermediære bergarter er eruptive bergarter med SiO2-innhold 52—66%, dvs. bergarter med lite eller ikke synlig kvarts. Slike bergarter er f.eks. syenitt, monzo­ nitt, dioritt, enkelte granodioritter, nefelinsyenitt, anorthositt. Basiske bergarter er eruptive bergarter med SiO2-innhold 45—52%. Slike bergarter er f.eks. gabbro og essexitt.

Ultrabasiske bergarter er eruptive bergarter med SiO2-innhold < 45%. Slike berg­ arter er f.eks. ultrabasitt, dunitt, peridotitt, hornblenditt og pyroksenitt.

Sedimentære bergarter er dannet ved avsetning av materiale i vann eller luft med påfølgende konsolidering og sementering av partiklene.

Sedimentære bergarter kan bestå av forvitringsfragmenter fra eldre bergarter (konglomerat, sandstein, leirskifer etc.), rester eller produkter fra dyr eller planter (kalkstein, kull) eller fragmenter slynget ut fra vulkaner (tuff). Karakteristisk for sedimentære bergarter er deres lagdelte oppbygning.

Andre metamorfe bergarter:

Eklogitt

Kleberstein

Breksje*

Migmatitt

Serpentinitt

Talkskifer

Mylonitt*

Hornfels

*Farge avhengig av bergartens sammensetning. Gneis er betegnelsen på mineralarrangementet (teksturen) i en del høymetamorfe bergarter.

Metamorfe bergarter er dannet av eksisterende eruptive og sedimentære bergarter som er blitt utsatt for så store temperaturer og trykk at det har foregått en ny­ dannelse og en nyorientering av mineralene i bergarten, (metamorfose). Metamorfose foregår ofte under tilførsel av nye kjemiske oppløsninger. Kontaktmetamorfose har foregått i og nær kontakten mot magma som har trengt opp i eksisterende bergarter som herved har blitt utsatt for høye temperaturer (500—1000°C) men relativt lave trykk (< 3’103 atm.).

Regional metamorfose har foregått i stor skala over betydelige områder, oftest i tilknytning til fjellkjededannelser.

DE VANLIGSTE MINERALER OG BERGARTER

DE VANLIGSTE BERGARTSDANNENDE MINERALER Mineral Kvarts 1 K feltsnat

/Orthoklas

FeltspaterAlkalifeltsPat K P iMikrolin Pianiokia»? m Na-feltspat, Albitt plag'oklas |Ca-feltspat, Anortitt

riimmor Gl,mmer

Muskovitt Blotltt

Spesifikk vekt

Mohs hardhet

% av jordskorpen

2,65

7

12

2,56 2,56 2,62 2,76

6 6 6 6

59

2.8— 2,9 2.8— 3,4

2,5 2,5

5

BERGARTSBESKRIVELSE Rombisk pyroksen {^"n [Hedenbergitt

Pyroksener

J 3,2—3,9

6

| 3,2—3,6

Monoklm pyroksen 20

mm mm mm mm mm

Med forvitret bergart forstås at det har foregått en ned­ brytning av bergartens mineraler og/eller mineralbindinger ved påvirkning fra atmosfæren ved vann, is, frost og varme. Fysisk forvitring har resultert i en nedbrytning av berg­ arten uten at mineralene er blitt særlig omdannet. Den foregår helst i tørt eller kaldt klima og forårsakes oftest ved hyppige forandringer i temperatur og/eller fuktighet.

|— Korund /* T Kvarts

I tillegg til bestemmelse av mineralsammensetning og farge kan de fleste bergarter beskrives som:

Diamant —'

Kjemisk forvitring har medført en mer gjennomgripende forandring av bergarten, idet den kan føre til oppløsning, utlutning eller omdanning av en del av bergartens mine­ raler. Den er som oftest forårsaket av surt og/eller aggressivt vann. Med omvandlet bergart menes at det har foregått en omdanning av bergartens opprinnelige mineraler etter at bergarten som sådan er dannet. Som oftest er det påvirk­ ning fra sirkulerende varme gasser eller oppløsninger som er årsak til omvandlingen.