NATURTYPER I NORGE i ekstern... · Institutt for biologi, Universitetet i Tromsø Reidar Elven Naturhistorisk museum, Universitetet i Oslo Geir Gaarder ... F11 Landformer knyttet

NATURTYPER I NORGE

14Landformvariasjon (terrengformvariasjon og landformer)

versjon 0.2

BAkGRUNNsdOk U mE N T

Lars ErikstadNorsk institutt for naturforskning (NINA)

Rune HalvorsenNaturhistorisk museum, Universitetet i Oslo

Asbjørn MoenSeksjon for naturhistorieNTNU Vitenskapsmuseet

Terje ThorsnesNorges geologiske undersøkelse (NGU)

Tom AndersenNorsk institutt for vannforskning (NIVA) og Biologisk Institutt, Universitetet i Oslo

Hans H. BlomNorsk institutt for skog og landskap

Arve ElvebakkInstitutt for biologi, Universitetet i Tromsø

Reidar ElvenNaturhistorisk museum, Universitetet i Oslo

Geir GaarderMiljøfaglig utredning

Pål Buhl MortensenHavforskningsinstututtet Ann NorderhaugBioforsk Kari NygaardNorsk institutt for vannforskning (NIVA)

Frode ØdegaardNorsk institutt for naturforskning (NINA)

Forfattere

Mona Ødegården, Lisbeth Gederaas,Ingrid Salvesen, Randi Sønderland, Skjalg Woldstad

IsBN: 978-82-92838-23-5

siteres som Erikstad, L., Halvorsen, R., Moen, A., Thorsnes T., Andersen, T., Blom, H.H., Elvebakk, A., Elven, R., Gaarder, G., Mortensen, P.B., Norderhaug, A., Nygaard, K., Ødegaard, F. 2009. Landformvariasjon (terrengformvariasjon og landformer). Naturtyper i Norge Bakgrunnsdokument 14: 1-91.

ForsidefotoGrafisk formgiving

Merete Wagelund

Naturtyper i Norge Bakgrunnsdokument 1 versjon 0.1

2

NGUNorges geologiske undersøkelse

150

1858

- 2008 Geologi for sam

fun

net i 150 år

sammendrag

Landformvariasjon eller geomorfologisk variasjon er et samlebegrep for variasjon i terrengform (målbar på kontinuerlige skalaer) og forekomst av diskrete landformer. Terrengformvariasjon (geomorfometrisk variasjon), først og fremst variasjon i relativt relieff (forskjell mellom høyeste og laveste punkt i terrenget), er så viktig for landskapskarakteren at det er brukt som kriterium ved inndeligen i typer på landskapsnivået i NiN. Fordeling og forekomst av diskrete landformer (landformenheter) er viktig som årsak til variasjon langs de viktigste lokale basisøkoklinene, som styrer variasjon i artssammensetning, og dermed forekomst og utbredelse av naturtyper på livsmedium-, natursystem- og landskapsdel-nivåene. En del landformer danner sammensatte landformer der enkeltelementene glir jevnt over i hverandre. Slike landformer må registreres i form av arealandeler innenfor en naturtypefigur.

Landformvariasjon finnes på alle skalaer fra små striper og renner i berg (karstoverflate, isskuringsstriper, P-former) til tinder, breer, daler og marine gjel.

Dette dokumentet inneholder standardiserte beskrivelser av to sammensatte terrengformvariabler med til sammen 9 kontinuerlige enkeltvariabler og 100 landformenheter fordelt på 14 landformgrupper. Inndelingen i landformgrupper gjenspeiler viktige geomorfologiske prosesser. Dokumentet inneholder en kortfattet gjennomgang av disse prosessene.

Hver av de landformvariablene er beskrevet ved bruk av standardiserte overskrifter: (1) Generell karakteristikk, (2) Naturtypenivåer der økoklinen inngår i beskrivelsessystemet, og (3) Variabeltype. Beskrivelsene av terrengformvariablene inneholder i tillegg overskriftene: (4) Enkeltvariabler, (5) Relevant skala og (6) Sammenlikning med andre arbeider. Beskrivelsene av landformgruppene inneholder i tillegg overskriftene: (4) Definisjoner og objektenheter og (5) Utbredelse og forekomst, eventuelt også (6) Andre opplysninger om landformgruppa.

Beskrivelsene av de landformvariablene bygger på gjennomgang av kildemateriale fra Norge og andre land. Det har imidlertid ikke på noen måte vært mulig innenfor rammene av første versjon av NiN å gi en uttømmende oversikt over relevant kunnskap.

Naturtyper i Norge Bakgrunnsdokument 1versjon 0.1

3

Innhold

Sammendrag 3

A Om dette dokumentet 5B Det geologiske grunnlaget for landformvariasjon 7 B1 Prosesser knyttet til jordas indre krefter 7 B2 Prosesser knyttet til jordas ytre krefter 8 B2a Forvitring 9 B2b Fluviale erosjons- og sedimentasjonsprosesser 9 B2c Glasiale erosjons- og sedimentasjonsprosesser 10 B2d Massebevegelse 11 B2e Vindprosesser 11 B2f Kystprosesser 11 B2g Marine strømprosesser 11 B2h Organiske prosesser 12 B3 Forholdet mellom berggrunnen og landformene 12 B4 Jord og organiske avsetninger 14B5 Landformer og landformrelaterte begreper med relevans for karakterisering og inndeling på landskapsnivå 15C Landformvariasjon 18 C1 Kategorier av landformvariasjon 18 C2 Variabeltyper som brukes til å beskrive landformvariasjon 18D Oversikt over landformvariabler (terrengformvariasjon og landformer) 20 E Terrengformvariasjon 21 E1 Terrengform (TF) 21 E2 Vannforekomstutstrekning (VU) 23F Landformer 25 F1 Landformer knyttet til jordas indre krefter (IK) 25 F2 Erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER) 29 F3 Avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR) 35 F4 Elveløpsformer (EL) 40 F5 Erosjonsformer knyttet til breer (EB) 42 F6 Avsetningsformer knyttet til breer (AB) 49 F7 Breformer (BF) 55 F8 Landformer knyttet til kystprosesser (KP) 58 F9 Landformer knyttet til vindprosesser (VP) 61 F10 Landformer knyttet til frostprosesser (FP) 63 F11 Landformer knyttet til marine strøm- og rasprosesser (MR) 67 F12 Landformer knyttet til massebevegelse på land (ML) 70 F13 Kjemiske oppløsningsformer (KJ) 75 F14 Torvmarksformer (TM) 77G Sammenhenger mellom landformvariasjon og forekomst av hovedtyper på ulike naturtype-nivåer 86

Referanser 91


4

A Om dette dokumentet

Naturen kan deles i en abiotisk del og en biotisk del. Den abiotiske delen omfatter vann, luft og det geologiske mangfoldet (mineraler, bergarter og sedimenter). Fra et naturtypesynspunkt knytter det seg spesiell interesse til utformingen av jordas overflate (landformvariasjonen), samt de prosessene som er årsak til denne variasjonen. I NiN er landformvariasjon et samlebegrep for variasjon i terrengform (målbar på kontinuerlige skalaer) og forekomst av diskrete landformer (se NiN BD 2: D3i). Den abiotiske delen av naturen er grunnlaget for alt liv på jorda fordi den bestemmer variasjonsmønsteret for miljøfaktorene (i NiN delt i lokale basisøkokliner og regionale økokliner; se NiN BD 2: D3e), som i sin tur bestemmer variasjonen i artenes mengder (og artssammensetning, det vil si variasjon i mengder for mange arter samtidig). Disse sammenhengene kommer klart fram i NiN ved at naturvariasjon på alle naturtypenivåer livsmedium, natursystem, landskapsdeler, landskap og region, direkte eller indirekte gjenspeiler landformvariasjon.

Geomorfologi er læren om landformene, hvordan de dannes og hvordan utvikler seg. Geomorfologien regnes oftest som ei grein av geologien (geologi er læren om jordens opprinnelse, oppbygging og endring). I mange land er det imidlertid tradisjon for å inkludere geomorfologi i de geografiske fagene (geografi er læren om hvordan jordas ytre ser ut, hvorfor den ser ut som den gjør, og hvordan disse forholdene påvirker og påvirkes av menneskeaktivitet).

Landformvariasjon er altså en vesentlig årsak til variasjonen langs de viktigste lokale basisøkoklinene (se NiN BD 4 for oversikt over og beskrivelse av lokale basisøkokliner som benyttes til naturtypeinndeling i NiN) som styrer variasjon i artssammensetning, og dermed for forekomst og utbredelse av naturtyper på livsmedium-, natursystem- og landskapsdel-nivåene, det vil si naturtypenivåene hvor økoklinal variasjon skal være hovedkriterium for naturtypeinndeling. Mange av de viktigste lokale basisøkoklinene, som for eksempel kalkinnhold (KA), vannmetning: vannmetning av marka (VM–A), kornstørrelse (KO), (vannets) bevegelsesenergi (BE), er styrt av variasjon i berggrunnens egenskaper, vannets kretsløp, sedimentenes egenskaper og påvirkningen fra vind- og værsystemene. Landformene bestemmer mer eller mindre direkte forekomsten av særpregete økosystemer på landskapsdel-nivået, som for eksempel elveløp og andre vannforekomster (innsjø, fjæresone-sjø) og våtmarksmassiv og på natursystem-nivået som for eksempel sanddynemark og grotte. Det store mangfoldet av landformer (som er en del av det geologiske mangfoldet; Alapassi et al. 2000) og deres

betydning for økosystemet gjør at landformvariasjon er valgt ut som en av 6 kilder til naturvariasjon som blir eksplisitt beskrevet i NiN-systemet (se NiN BD 2: D5e). Dette dokumentet har til hensikt å gi en kortfattet oversikt over landformvariasjonen i Norge, som grunnlag for bruk av landform som kilde til naturvariasjon i NiN.

Landformvariasjon på en svært grov skala, som ligger til grunn for selve inndelingen i typer på (overordnet) landskapsnivå (i motsetning til landformvariasjon innen landskapstypene, som karakteriserer disse typene), er i dette dokumentet bare beskrevet i generelle vendinger i kapittel B5, som ledd i en gjennomgang av det geologiske grunnlaget for landformvariasjon i kapittel B.

Resten av dokumentet (kapitlene C–G) tar for seg begrepsapparatet for landformvariasjon i NiN. I kapittel C redegjøres for fordeling av landformvariasjon på ulike kategorier (C1), og hvilke typer av variabler (statistisk sett) som nyttes til å beskrive landformvariasjon i NiN (C2). En oversikt over alle landformvariabler finnes i kapittel D.

Kapitlene E og F inneholder kortfattete beskrivelser/definisjoner av standardiserte begreper for landformvariasjon som nyttes i NiN, med henvisning til figurer, bilder og lærebøker. Hovedvekten er lagt på landformer i midlere skalaklasser (fra 100 m til 10 km lineær utstrekning), fordi landformvariasjon først og fremst er viktig som kilde til variasjon på landskapsdel- og landskapsnivåene (men i noen grad også på natursystem-nivået). Landformer på svært fin skala uten konsekvens for artssammensetningen er bare unntaksvis tatt med. Siste kapittel (G) er et første forsøk på å trekke trådene sammen, det vil si knytte landformvariasjon til typeinndelingene på de andre naturtypenivåene i NiN.

Relasjonene mellom landformenheter og hovedtyper og grunntyper på de tre naturtypenivåene natursystem, landskapsdel og landskap kan i prinsippet være av fire ulike kategorier:

Eksakt korrespondanse (tosidig tilknytning) 1. mellom en landformenhet og en arealenhet av gitt naturtype på et gitt naturtypenivå. Dette blir angitt med ’==’ ved korrespondanse på generaliseringsnivået hovedtype og ’=’ ved korrespondanse på generaliseringsnivået grunntypeLandformenheten er ensidig knyttet til 2. (forekommer i enhver arealenhet av) en gitt naturtype på et gitt naturtypenivå, men landformenheten finnes ikke i alle arealenheter av denne naturtypen. Denne typen ensidig tilknytning blir angitt med ’<<’ når landformenheter er knyttet til en hovedtype og ’<’ når den er knyttet til en grunntype.Naturtypen (på et gitt naturtypenivå) er ensidig 3. knyttet til en gitt landformenhet, det vil si at


5

enhver arealenhet av naturtypen inneholder eller på annen måte er knyttet til landformenheten, mens landformenheten kan finnes uten at naturtypen gjør det. Denne typen ensidig korrespondanse blir angitt med ’>>’ når en hovedtype er knyttet til landformenheten og ’>’ når en grunntype er knyttet til landformenheten.Sterk relasjon; landformenheten forekommer 4. vesentlig oftere i en arealenhet av en gitt (eller gitte) naturtype(r) enn i arealenheter av andre, liknende naturtyper, men at det er noen nødvendig (ensidig) sammenheng. Slik korrespondanse er angitt med ’++’ når en hovedtype er knyttet til landformenheten eller omvendt, og ’+’ når en grunntype er knyttet til landformenheten eller omvendt.

Typen av relasjon er drøftet i forbindelse med den løpende gjennomgangen av landformgruppene i kapittel F, og oppsummert i Tabell 17 i kapittel G.

Beskrivelser av landformvariasjon bygger på et standardisert sett av overskrifter, tilrettelagt for nettpublisering. I motsetning til for andre kilder til variasjon, er det ikke foretatt noen eksplisitt vurdering av kunnskapsgrunnlag og kunnskapsbehov knyttet til de enkelte landformvariablene. Årsaken til dette er at landformvariasjonen i seg sjøl, som geomorfologisk variasjon, anses relativt godt kjent i Norge og at kunnskapsgrunnlaget om betydningen av landformer for variasjon i artssammensetning er vurdert i forbindelse med beskrivelser av naturtyper på de enkelte naturtypenivåene (livsmedium: NiN BD 10, 11; natursystem: NiN BD 3, 5; landskapsdel: NiN BD 12).

Det finnes betydelige mengder generell og spesifikk kunnskap som kunne vært trukket inn til støtte for beskrivelse av landformvariasjon. Dette dokumentet forholder seg til definisjoner av landformer slik de finnes i læreboklitteraturen og oppslagsverk. For nøyere innføring i landformvariasjonen, landformenes dannelse og utvikling anbefales grunnleggende lærebøker som for eksempel Sulebak (2007) og ellers mer spesielle oversikter som Ramberg et al. 2007, Andersen 2000, Nesje, 1995, Gjessing 1978 og Trømborg 2006. Dersom det viser seg å være behov for dette, vil beskrivelsen av landformvariasjonen kunne utdypes i seinere versjoner av NiN.


6

B Det geologiske grunnlaget for landformvariasjon

B1 Prosesser knyttet til jordas indre krefter

Fra planeten jorden ble dannet for ca. 4,6 milliarder år siden, har jordas overflate hele tiden vært i endring. De geologiske og geomorfologiske prosessene deles gjerne i indre og ytre prosesser. De indre prosessene er knyttet til jordas indre struktur og oppbygging. Jorda har en fast indre kjerne, en ytre flytende kjerne, et mellomliggende lag som kalles mantelen, og ytterst en jordskorpe. Jordskorpa har svært ulik tykkelse og sammensetning under havområdene og under landområdene. Havbunnsjordskorpen er tynn (5–15 km) og domineres av yngre vulkanske bergarter (ultramafiske bergarter som olivinstein og serpentinitt er særlig vanlige), mens kontinentskorpen er tykk (30–70 km) og har et stort mangfold av både yngre og svært gamle bergarter. Disse er jevnt over er lettere enn havbunnsbergartene (se NiN BD 6: Artikkel 19 for en kortfattet oversikt over mineral- og bergartsvariasjon). Jordskorpen består av store plater som ligger med sidekantene mot hverandre. Plateskjøtene utgjør svakhetssoner i jordoverflata, noe som kommer til uttrykk som jordskjelv, vulkanutbudd, jordvarmeoppkommer etc.

Temperaturen innerst i jordas kjerne er opptil 4800 oC. Temperaturen synker mot jordoverflaten og i den øvre del av mantelen er den på rundt 1250 oC. Temperaturforskjellene i jordas indre er med på å lage strømmer i mantelen. Flytende materiale fra den ytre kjernen stiger stedvis opp gjennom mantelen mot jordoverflata. Prosesser i jordas indre har store konsekvenser for hvordan jordoverflata ser ut, det vil si for landformvariasjonen. Bevegelsene i jordas indre fører til at kontinentplatene beveger seg. Disse bevegelsene kan synes små, men de er målbare. Havbunnen ved Island beveger seg for eksempel ca. 3 cm til hver side i året, det indiske kontinentet beveger inn under Himalaya med en noenlunde tilsvarende hastighet). Over lengre tidsskalaer (titalls millioner år og mer) blir konsekvensene av disse prosessene dramatiske. Kontinentene har foretatt lange reiser over jordkloden, glidd fra hverandre og kolliderert med hverandre (http://www.ig.uit.no/webgeology/norwegian/platetektonikk.html). Verdenshav har oppstått og lukket seg. Selv om prosessene kan synes langsomme, fører til de til raske endringer på jorda i et geologisk tidsperspektiv. Også i et kortere tidsperspektiv er jordskjelv og vulkanisme viktige prosesser, som både former jordoverflaten og mange menneskers hverdag.

For over 400 millioner år siden kolliderte den nordamrikanske plate med den eurasiske plate og det ble dannet en stor fjellkjede, den kaledonske fjellkjeden,

langs kollisjonskanten. Denne fjellkjedefoldingen er svært viktig for Norges geologi og kan følges på fastlandet i hele landets lengde (Fig. 1). Norge lå den gang i en posisjon noe nord for ekvator. Bergartene fra denne fjellkjeden dominerer fremdeles store deler av landet og strekker seg i en sør-nordgående bue fra Skottland gjennom Norge og gjenfinnes på Svalbard. For 66 millioner år siden var landmassen i Skandinavia slitt ned til et ganske flatt land og Atlanterhavet begynte å åpne seg mellom plater som skled fra hverandre samtidig som Alpene ble dannet gjennom en stor fjellkjedefolding. Ujevne platebevegelser, kanskje også effekter av den alpine fjellkjedefoldingen, førte til at landmassen i Skandinavia hevet seg, mest i vest. Denne landhevningen var foranledningen til dannelsen av våre fjell slik vi ser dem i dag, og til den karakteristiske forskjellen mellom øst og vest i Norge med hensyn til landskapstyper (overordnet landformvariasjon) og landformvariasjon på finere skala.

Gjennom de siste hundretusener av år har nordområdene gjennomgått en lang rekke istider. Isen som direkte landformende faktor sorterer imidlertid under prosesser knyttet til jordas ytre krefter. Det opp til 3000 m tykke isdekket under siste istid hadde en enorm vekt som presset jordskorpen ned. Nedpressingen var størst der ismassen var tykkest. Ettersom isen smeltet, avtok trykket mot jordskorpen. Dermed startet landmassen å heve seg igjen, mest der nedpressingen hadde vært størst og minst der den hadde vært liten.

Da innlandsisen var nær sin maksimumsutstrekning, var svært mye vann bundet som is og det globale havnivået rundt 120 m lavere enn i dag. Issmeltingen medførte at havnivået steg, men i Norge har landhevningen i all hovedsak vært større enn havnivåstigningen. Norge har derfor hatt en lang periode etter siste istid (ca. 12 000 år) med landheving (i betydningen relativt sett synkende havnivå); se NiN BD 6: Artikkel 3).

Havet nådde sitt høyeste relative nivå på et gitt sted idet breen trakk seg tilbake fra området, på tidspunktet da mye breis lå igjen over land og landhevningen bare var i startfasen. Denne høyeste grensen for havnivået kalles marin grense. Høyeste marine grense i Norge er i Osloområdet, der den er målt til 220 m o. h. (dagens havnivå). Fremdeles hever landet seg med 0–5 mm per år (se se NiN BD 6: Artikkel 3), mest i indre strøk og minst i ytre kyststrøk. Selv om årsaken til nedpressingen av landmassen og den senere hevingen er en ytre påvirking (brevekst og bresmelting), er responsen på vektforandringene (isostasi) en indre prosess og vi har derfor beskrevet fenomenet under denne kategorien.

Landhevningen har ført til at en rekke landformer, både i fast fjell og i løsmasser knyttet til havbunns- og kystprosesser, nå finnes i høydeintervallet mellom dagens havnivå og marin grense. Eksempler på slike landformer er gamle strandlinjer og strandvoller og avsetningsformer


7

Fig. 1. Berggrunnsgeologisk kart over Norge (Norges Geologiske Undersøkelse). For mer detaljert beskrivelse av bergarter og geologisk alder, se Ramberg et al. 2007.

i marin leire og utvaskingssedimenter. Marine avsetninger har normalt høyere innhold av mineralnæringsstoffer enn terrestriske avsetninger og større bufferkapasitet enn avsetninger gjort i ferskvann. En medvirkende årsak til dette er saltinnholdet i havvannet.

B2 Prosesser knyttet til jordas ytre krefter

Jordoverflata formes også av en lang rekke ytre krefter. Den kanskje mest ekstreme av disse, som har fått mye oppmerksomhet den siste tiden og som strengt tatt kanskje ikke tilhører jordas krefter (’verdensrommets krefter’), er påvirkningen fra meteoritter som treffer


8

jordoverflaten. Dersom meteoritten er stor nok dannes kratere. Store og små kratere er kjent fra forskjellige steder på jordkloden, noen er svært tydelig utformet. Det best kjente krateret på fastlandet i Norge er fGardnoskrateret i Hallingdal, http://www1.nrk.no/nett-tv/natur/spill/verdi/75697. Dette krateret er meget gammelt og ikke synlig som en klar landform i dag. Det samme gjelder det store Mjølnirkrateret i Barentshavet.

De øvrige ytre kreftene har gravitasjonen som en viktig kraft. Gravitasjonskraften setter opp en sterk trekkraft mot jorda slik at alle ting trekkes nedover alle bakker. Vær og klima er også viktig; vind, regn og temperatur har bidratt til ytre jordoverflateformende prosesser helt siden jordskorpen ble dannet og vann og hav ble til (rundt 4000 millioner år siden). Det er altså ikke slik at de indre prosessene representerer gamle og de ytre prosessene nye formende krefter på jorda; indre og ytre krefter har virket (og virker fortsatt) sammen. Leire, sand og grus avsettes i havet utenfor elvemunningene i dag, samtidig som resultatet av samme prosess for mange hundre millioner år siden kan sees i form av avsetningsbergarter (sandstein, leirskifer). Nedenfor er det gitt en kort beskrivelse av de viktigste geomorfologiske prosessene og hvor på jorda de virker. De ulike prosessene ligger til grunn for sorteringen av landformer i 14 landformgrupper (se kapittel D og beskrivelser i kapittel F). En grunnleggende forståelse av de geomorfologiske prosessene er helt nødvendig for å forstå landformvariasjonen i Norge og betydningen av denne for naturtypevariasjon på ulike skalaer i rom og tid.

B2a ForvitringForvitring er nedbrytning av fjell under påvirkning fra ytre krefter. De to hovedtypene av forvitringsprosesser er mekanisk forvitring og kjemisk forvitring.

Mekanisk forvitring innebærer nedbrytning av fjell i stadig mindre stykker uten at bergartens innhold av mineraler (og dens kjemiske sammensetning) endres. Mekanisk forvitring kan skje ved:

frost (vann samles i sprekker, fryser, utvider seg og •fører til at fjellet sprekker) temperaturvariasjoner (fjellet utvider seg når det •blir varmet opp og trekker seg sammen når den avkjøles; dette kan føre til sprekkdannelser)spenningsendringer (ved trykkendringer i fjell, for •eksempel når et isdekke smelter, kan det oppstå spenninger i fjellet som medfører at det sprekker opp)plantevekst (røtter vokser ned i fjellsprekker •og kan etter hvert som de blir større sprenge fjellblokker løs)

Kjemisk forvitring innebærer nedbrytning av fjell gjennom kjemiske reaksjoner mellom vann (med løste kjemiske stoffer) og mineralene i fjellgrunnen.

En viktig kjemisk forvitringsprosess i forbindelse med landformdannelse er vann som løser opp fjell. Kalkstein og gips er to bergarter som er særlig utsatt for kjemisk forvitring. Mekanismen ved kjemisk forvitring av kalkstein, karbonatforvitring, innebærer at karbondioksyd (CO2) løses i regnvann eller grunnvann slik at det dannes karbonsyre (H2CO3). Karbonsyra reagerer med kalk (CaCO3) og danner kalsiumbikarbonat [Ca(HCO3)2], et lettløselig salt som vaskes bort med vannstrømmen. I tillegg til oppløsning kan mineraler oksideres (for eksempel rustfarging av jernmineraler) og reagere med vann slik at det dannes nye mineraler.

B2b Fluviale erosjons- og sedimentasjonsprosesserErosjon betegner at ytre geologiske krefter graver løs og flytter materiale fra et sted til et annet, mens sedimentasjon er prosessen som innebærer at transportert materiale blir avsatt, midlertidig eller varig. De ytre kreftene som bevirker erosjon og/eller sedimentasjon er rennende vann (fluviale prosesser), isbreer (glasiale prosesser), gravitasjon (tyngdekraften, som bevirker massetransport i vann og på land), vind og bølger.

Med fluviale prosesser menes landformdannende prosesser knyttet til rennende vann.

Vann er viktig for planeten vår ikke bare som grunnlag for alt liv, men også som grunnlag for noen av de aller viktigste landformdannende prosessene. Vann fra havet fordamper og samles i skyer som bringes med havvinder inn over land der de avkjøles. Da kondenseres vannet og faller ned som regn. Regnvannet samler seg i elver og innsjøer, direkte eller etter infiltrasjon i jord, hvorfra det renner tilbake til havet. Hele det landområdet som har avløp gjennom ett og samme punkt i et vassdrag kalles et nedbørfelt. Nedbørfeltet er en viktig geografisk og økologisk enhet.

Rennende vann har en formidabel eroderende og transporterende energi. Alle som har sett en flom i et større vassdrag eller stått nær en stor foss har følt vannets kraft. Gjennom 1900-tallet ble størstedelen av Norges energibehov til faste installasjoner dekket av strøm fra vannkraftverk.

Rennende vann har betydelig evne til å grave (se NiN BD 6: Artikkel 14: A) for et mer detaljert overblikk over geomorfologiske prosesser i og i tilknytning til rennende vann. Dersom rennende vann får lang nok tid på seg, vil det kunne grave dypt i fast fjell. I løst fjell og i jord kan rennende vann som har stor energi grave ut store mengder av fjell og jord ganske raskt. I tillegg til å grave transporterer elvene materiale fra høyereliggende landområder mot lavlandet og til slutt ut i havet. Hvor mye og hvor grovt materiale elven kan transportere er avhengig av vannets energi, som er en funksjon av vannmengden og vannhastigheten (se NiN BD 6: Artikkel 14: B). Vannmengden i ei elv er avhengig av


9

hvor nedbørrikt elvas nedbørfelt er, og følger i store trekk den regionale økoklinen bioklimatiske sesjoner (BH). Vannhastigheten i elva er avhengig av hellingen på terrenget elva renner gjennom; jo brattere desto større hastighet. Med økende energi øker elvas evne til å transportere materiale, både med hensyn til mengde og kornstørrelse (NiN BD 6: Artikkel 14: Fig. 4). Der elva mister fart, det vil si der elveprofilen blir slakere, vil transportevnen avta og materiale sedimenteres (avsettes), det groveste materialet først og dernest finere og finere fraksjoner. Tydeligst er dette der elven møter stillestående vann. Alle elver som fører mye materiale med seg gir opphav til store elveavsetninger, deltaer, som resultat av denne prosessen.

I og med at elva mister sin gravende og transporterende kraft når den møter stillestående vann, kan den ikke erodere fjell og løsmasser under havoverflatens nivå. Havoverflaten kalles derfor for elvenes erosjonsbasis. På mindre skala vil fjellterskler og innsjøer fungere som lokal erosjonsbasis.

Vannets evne til å grave, transportere og avsette materiale kan studeres på alle skalaer fra de aller største elvesystemene (Amasonas, Ganges, Mississippi, Nilen) ned til de minste bekkene. Prosessene er de samme uansett skala. Om våren er det mulig å studere de fluvialgeomorfologiske prosessene på mikroskala langs veiene. Sand og grus fra vinterens strøing fraktes med smeltevannet i små bekker og avsettes i vifter og små deltaer der bekken flater ut eller vannet når en søledam. Regnvannets graving og sedimentasjon på utilsådde jorder under og etter et kraftig regnvær er et annet godt eksempel.

Hvor mye materiale som faktisk blir transportert med ei gitt elv avhenger av materialtilgangen. I Norge kommer lite av det transporterte materialet direkte fra elvenes evne til å grave i fast fjell, fordi Norge er rikt på harde bergarter. Mesteparten av materialet som transporteres kommer fra elvenes graving i løse jordlag som i sin tur er resultatet av andre gravende prosesser (for eksempel breerosjon og mekanisk forvitring). Blant norske elver, fører breelver og bekker gjennom leirområder mest materiale i forhold til elvestørrelsen (masse per liter vann). Slike elver kan ha svært store konsentrasjoner av materiale under transport i den tid av sesongen da vannføringen er stor (særlig tidlig i sommerhalvåret). Vannfargen preges av materialinnholdet; breelver er grå eller grønnlige avhengig av materialmengden og leirelvene er grå eller brunlige. Glomma er den norske elva som totalt frakter mest materiale, først og fremst på grunn av stor vannføringen (stort nedbørfelt). Transporten ut i Øyeren (Akershus) ble målt til ca 500 000 tonn i middel for årene 1995 - 1999, i 2000 ble suspensjonstransporten målt til 1 420 000 tonn (www.nve.no), noe som tilsvarer rundt 70 000 lastebillass med materiale. Elva frakter mest materiale under flom.

B2c Glasiale erosjons- og sedimentasjonsprosesserMed glasiale prosesser menes landformdannende prosesser knyttet til breer. Bredannelse forutsetter at det kommer mer snø om vinteren enn det som smelter om sommeren. Begynnelsen på en bre er snøfonner bygger seg mer og mer opp fra år til år og over lang tid blir tykke. Da øker trykket på snøen i fonnen, og under trykk omformes snøen til is. I tykk is er trykket så stort at ismassen blir plastisk (bevegelig) og begynner å sige nedover skråningen. En bre er en ismasse av denne typen, som er i bevegelse. Når isen beveger seg nedover i terrenget, blir den gradvis utsatt for høyere og høyere omgivelsestemperaturer (temperaturen øker i gjennomsnitt ca. 0,5 ºC per 100 høydemeter uansett hvor man befinner seg mellom store høyder over havet og havets nivå). Da øker sommersmeltingen. Brebevegelsen sørger med andre ord for at den totale avsmeltingen fra breen blir større enn den hadde vært om all snøen hadde holdt seg der den opprinnelig falt.

Breen kan deles i et tilfangsområde (akkumulasjonsområde) og et avsmeltingsområde (ablasjonsområde). Brebevegelse fører til at isen kan bevege kan seg ganske langt ned i bioklimatiske soner (BS) med gunstig sommerklima. Briksdalsbreen og Bøyabreen, to armer av Jostedalsbreen, Europas største fastlandsis, har bunnpunkt omkring 350 m o.h. og ligger i sørboreal sone. Brearmene er på sommerstid preget av ren is (blåis), mens de øverste delene av breen normalt er snødekt hele året. Når snøtilfanget og avsmeltingen over tid er omtrent like store, er breen er i balanse. Da vil brefronten ligge i ro; rykke litt fram om vinteren og smelte litt tilbake om sommeren. En periode med større snøtilfang enn avsmelting gir breen positiv massebalanse og vil over tid føre til at brefronten rykker framover. Omvendt vil større avsmelting enn tilførsel gi breen negativ massebalanse, og brefronten vil trekke seg tilbake. Norske breer hadde positiv massebalanse på slutten av 1600-tallet og begynnelsen av 1700-tallet. Da rykket breene sterkt fram og fikk sin største utbredelse etter istiden. Siden omkring 1750 (litt varierende mellom ulike steder i landet) har brearealet vært i tilbakegang, først relativt sakte (fram til ca. 1930), deretter periodevis kraftig.

Når en bre glir over en fjellknaus eller på annen måte brer seg utover en større landoverflate, oppstår spenninger i de øverste delene av ismassen. Der er breen ikke plastisk fordi disse ismassene ikke er under trykk (de dekkes ikke av is). Slike steder sprekker breen opp. Bresprekker kan være fra noen få meter til femti meter dype.

Hastigheten på isbevegelsen varierer fra bre til bre, og mellom forskjellige deler av én og samme bre. Størst bevegelse er det i bratte brearmer med tykk is. De høyeste hastighetene som er målt i Norge er 2 m per døgn – Austerdalsbreen (Liestøl 1989). Brefrontens reaksjon


10

på overskudd eller underskudd i massebalansen, dens reaksjonstid, er imidlertid mye raskere enn det en slik brebevegelse indikerer. Dette har sammenheng med trykkforholdene i breen. Reaksjonstiden er rask (ca. 4 år) på korte og bratte brearmer som Briksdalsbreen og Bergsetbreen som tilhører Jostedalsbreen, mens lange og flate brearmer reagerer mye langsommere. Brebevegelse fremmes også av at breen sklir og siger over berggrunnen under. I alle de større breene på det norske fastlandet fremmes brebevegelsen av at breens temperatur på bunnen er ved trykksmeltepunktet. I polare strøk, for eksempel på Svalbard, finnes imidlertid breer som er helt eller delvis frosset til bakken. Dette hindrer brebevegelsen og fører til at snø og is hoper seg opp i de øvre delene av breen uten at dette utjevnes ved tilsvarende brebevegelse nedover. Når masseoverskuddet blir stort nok, vil trykket som har bygd seg opp i breen overstige friksjonsmotstanden i underlaget. Da skjer en hurtig utjevning av masseoverskuddet ved at breen rykker raskt frem, den surger. Slike breer er vanlige på Svalbard. Brefrontframrykking er målt opp til 35 m per døgn over ett år, men kan trolig forekomme atskillig større (Liestøl 1989).

Breer har en sterk gravende evne. Breer kan også grave under erosjonsbasis, det vil si erodere ut bassenger i daler og under havnivå. Breene transporterer materiale når de beveger seg. Ved brekanten og til dels også under breen avsettes materiale, dels som morene (usortert materiale avsatt av bre) og dels som breelvmateriale (sortert sand, grus og stein avsatt av breelvene på, under og foran breen). I dette dokumentet er ikke breelvprosessene (glasifluviale prosesser) behandlet som egen prosess. I stedet blir landformer med opphav i elver på og under breen inkludert i prosesser knyttet til breer, og landformer med opphav i rennende vann foran breen blir inkludert i prosesser knytet til rennende vann. Breelvavsetninger er imidlertid en egen klasse på norske jordartskart.

Det norske landskapet er i sterk grad formet av breprosesser, som har vært sterkt virksomme under gjentatte istider gjennom de siste 2–4 millioner år. Breerosjon er en hovedårsak til de dype norske fjordene, de fleste av de dype dalformene og til strandflaten. Dessuten har breprosessene en avgjørende rolle for hvordan løsmasseavsetningene i Norge fordeler seg.

Under siste istid var mesteparten av Skandinavia dekket av en innlandsis som strakte seg fra russisk Karelen til midt på Jylland. På det meste hang breen sammen med innlandsis over Nordsjøen til Skottland og over Barentshavet til Svalbard. Innlandsisen var i prinsippet en stor platåbre.

B2d massebevegelseMed massebevegelse forstås transport av materiale i skråninger uten hjelp av en transporterende agens (vann, vind etc.). Vann og breer eroderer fast fjell

og frakter materiale nedover fjellsider og daler. Men tyngdekraften er i seg selv tilstrekkelig til forflytning av materiale ned skråninger uten hjelp av elv eller bre. Massebevegelsesprosessene er ofte raske og forbindes gjerne med ulykker og naturkatastrofe. Steinras, snøras, leirfall (leirskred) og jordskred, som alle er eksempler på rask massebevegelse, er gjengangere i nyhetsbildet. En mer uttømmende beskrivelse av massebevelgelse i skråninger som geomorfologisk prosess finnes i NiN BD 6: Artikkel 11.

Massebevegelse i skråninger finner også sted under vann, både i innsjøer og i havet. De største hendelsene av denne typen som er registrert i norske områder etter istiden, er marine skred knyttet i kontinentalskråningen. Skred og ras i bratte fjellsider ned mot innsjø og fjord, eller som utløses under havoverflata, forårsaker store bølger (tsunamier) som kan gjøre stor skade. Det største marine skredet som er kjent, gikk for ca. 8200 år utenfor Nordland og resulterte i en kjempetsunami som har etterlatt spor rundt hele Nordsjøen. Det er funnet flere steinalderbosetninger som ble ødelagt av denne tsunamien. Fra forrige århundre, er de to Loen-rasene i 1904 og 1936 og Tafjordulykken i 1934 eksempler på rasutløste katastrofer.

I tillegg til raske massebevegelser finnes også langsomme massebevegelser. Jordkryp og jordflyt er vanlige prosesser i bratte dalsider som er dekket av løs jord. Prosessene tilskyndes av fuktighet og frost.

B2e VindprosesserVinden har også energi nok til å kunne grave og transportere materiale. Men fordi luft er et mindre tett medium enn vann, er vindens kraft mindre enn vannets. Derfor eroderer, transporterer og avsetter vinden finere materiale; sjelden større enn sand (flygesand). Vinden som geomorfologisk faktor er redegjort for i større detalj i NiN BD 6: Artikkel 17.

B2f KystprosesserHavets bevegelsesenergi er først og fremst viktig som geomorfologisk faktor der hav møter land, det vil si langs kysten. Erosjon av fast fjell langs kystlinja finner sted når energien i frie vannmasser (bølger) møter grunnere vann og bryter mot land. Det eroderte materialet kastes på land eller transporteres ut fra kysten og avsettes på steder der energistrømmen avtar. Sammenhenger mellom vannets bevegelsesenergi og bunnsedimentenes kornstørrelse er drøftet i NiN BD 6: Artikkel 14: C.

B2g marine strømprosesserOgså marine strømbevegelser graver, flytter og avsetter materiale på lignende vis som elv og vind. Vannbevegelsen er sjelden så rask som i elver, men havstrømmene kan være så store at de like vel får stor betydning.


11

B2h Organiske prosesserEn torvmark er et område med eller uten vegetasjon, med et naturlig akkumulert torvlag på toppen (Joosten & Clarke 2002; se NiN BD 6: Artikkel 20 for oversikt over forhold som fremmer torvdannelse og utvikling av torvmark). Fra er geomorfologisk sysnpunkt er torvdannelse den viktigste blant de organiske prosessene fordi torvdannelsen gir opphav til torvmarksformer som er svært karakteristiske, både som landformer (de utgjør landformgruppa torvmarksformer) og som integrerte økosystemer (landskapsdel-hovedtypen våtmarksmassiv) med sterk samvirkning mellom de ulike delene (natursystem-typer innenfor hovedtypene åpen myrflate og flommyr, myrkant og myrskogsmark).

Myr og torvmark er nært beslektete begreper (se NiN BD 6: Artikkel 7 for begrepsavklaring. Myr er definert som et landområde med fuktighetskrevende vegetasjon som danner torv. Torvmark er et geomorfologisk begrep for den landformen som er resultatet av torvakkumuleringsprosessen. Ei torvmark skal per definisjon ha en torvtykkelse på er minst 30 cm (NiN BD 6: Artikkel 20). Ei fullstendig oppdyrka myr vil dermed ikke lenger være ei myr, men den vil fortsatt kunne være ei torvmark. Det finnes på den andre siden også myrer som ikke er torvmarker, det vil si med tynnere torvlag enn 30 cm (NiN BD 6: Artikkel 7). Særlig vanlig er slike grunntorv-myrer i fjellet.

Torvmarka og torvdannelse som prosess skiller seg i geomorfologisk sammenheng fra andre landformer og geomorfologiske prosesser ved at den stedegne vegetasjonen er drivkraften som produserer og avsetter sitt eget vekstsubstrat (torv). På overflata har torvmarka samfunn av levende planter og dyr samtidig som den gjenspeiler fortidens samfunn gjennom lagrekken av torv. Torvmarker utgjør derfor et arkiv for kunnskap om tidligere tiders artssammensetning, klima etc.

Torvmarksdannelse er avhengig av høyt grunnvann som resulterer i høy markfuktighet og oksygenfattig miljø nesten helt opp til overflata (se også NiN BD 6: Artikkel 20 om betingelser for akkumulering av organisk materiale). Mangelen på oksygen gir dårlige livsbetingelser for de fleste arter, inkludert nedbrytende organismer som sopp og bakterier. Det finnes imidlertid mange spesialister som har tilpasset seg livet på myra. Spesielt gjelder dette torvmosene (Sphagnum spp.), som er representert med hele 50 arter i Norge (av totalt 53 arter i Europa; Flatberg 2002). Torvmosene dominerer store myrarealer, og døde torvmoser utgjør en stor del av torva i våre myrer. Typiske myrplanter finnes også blant karplantene. Disse har bygningstrekk som helofytter (sumpplanter; se NiN BD 6: Artikkel 1), med luftvev i stengel og rot. Eksempler er bukkeblad (Menyanthes trifoliata), elvesnelle (Equisetum fluviatile), myrullartene (Eriophorum spp.),\ og mange starrarter (Carex spp.). Andre plantearter har tilpasset seg et liv på myr ved å leve

på overflata der det er nok oksygen, for eksempel soldogg (Drosera spp.) og tettegras (Pinguicula spp.), som utnytter insekter som tilleggsnæring i det mineralnæringsfattige miljøet.

Det øverste jordlaget, jordsmonnet, er formet av en kombinasjon av organiske, kjemiske og fysiske prosesser. Jordsmonnets enorme økologisk betydning understrekes av at svært mange av de lokale basisøkoklinene som ligger til grunn for inndelingene i NiN på naturtype-nivåene livsmedium, natursystem og landskapsdel tar utgangspunkt i variasjon i jordsmonnsegenskaper. Jordsmonnet er også et hovedelement i mark (og bunn), som er hovedfokus ved naturtypeinndelingen på natursytsem-nivået (NiN BD 2: D2f).

De to viktigste ’hovedtypene’ av jordsmonn i Norge er podsol-jord og brunjord (se B4b). Podsol er et utvaskingsjordsmonn, som kjennetegnes ved å ha et bleikjordssjikt under humussjiiktet. Bleikjordsjiktet er normalt lysere i fargen enn de øvrige sjiktene i jordprofilet (ofte gråhvitt) på grunn av at mineraler vaskes ut. Humussjiktet i et podsolprofil er surt (råhumus). Brunjord mangler et tydelig utvaskingssjikt, og har mindre surt humusjikt (mold). Det organiske materialet brytes raskere ned i mold (de viktigste nedbryteroganismene i mold er bakterier) enn i råhumus (der sopp er de viktigste nedbryterne), og molda har derfor vanligvis større innhold av uorganisk materiale. Podsol er den vanligste jordsmonnstypen i Norge og finnes først og fremst i mineralnæringsfattig barskog, mens mold finnes i kalkrik skog dominert av edle lauvtrær. Jordsmonn er ikke behandlet mer uttømmende i NiN versjon 1.0

B3 Forholdet mellom berggrunnen og landformene

Forvitrings- og erosjonsforløpet bestemmes ikke bare av prosessene i seg sjøl, men i minst like stor grad av egenskapene til den berggrunnen som prosessene virker på. En sterk bergart forvitrer saktere, og er mindre erosjonsutsatt, enn en mindre hard bergart. Også berggrunnens struktur bestemmer forvitrings- og erosjonsforløpet. Oppsprukket berg og berggrunn med andre typer svakhetssoner er særlig utsatt for forvitring og erosjon. Utvikling av daler og forsenkninger starter ofte i svakhetssoner. Bergartens kjemiske sammensetning er også viktig; kalkstein, gips og steinsalt løses opp av vann, og er derfor utsatt for kjemisk forvitring i tillegg til mekanisk forvitring og erosjon.

Resultatet etter lang tids forvitring er at sterke bergarter står opp (er mindre ’oppspist’ av forvitringsprosessene), mens områder med svakere bergarter danner forsenkninger. Slik er det på alle skalanivåer. På livsmiljønivå bidrar denne prosessen til


12

småskala terrengmangfold og fuktighetsgradienter på steinoverflaten [den lokale basisøkoklinen vanntilførsel til fast fjell (VA)], som gjenspeiles i mønsteret for lav og mosers forekomstmønstre og veksthastighet. Mange steder stikker små kvartsganger 1–2 cm opp over de bløtere bergartene omkring.

Bergartenes egenskaper påvirker ikke bare de landformdannende forvitringsprosessene, men også hastigheten på den ’mikroskalaforvitringen’ som resulterer i frigiving av plantenæringsstoffer. Av den grunn blir det en nær sammenheng mellom bergartsegenskaper og viktige lokale basisøkokliner [for eksempel kalkinnhold (KA), se NiN BD 6: Artikkel 19).

Over lang tid utformes landformer i bergartsmassivene fordi det er romlig variasjon i forvitrings- og erosjonshastighetene. Disse landformene kan være små elle store; landformer finnes på alle skalaer fra små sprekker i en bergknaus til store fjellkjeder. Noen landformer er skarpt avgrenset fra omgivelsene (og derfor lette å definere) og betinget av veldefinerte prosesser (for eksempel en pingo eller eksentrisk høymyr). Slike landformer er gjerne grundig beskrevet, og kunnskapen om hvor de finnes er ofte god. Andre landformer er diffust avgrenset og representerer terrengvariasjoner som sjelden navnsettes og kategoriseres på nivå av enkelte landformobjekter, eller forekommer i tette svermer som gjør at det er naturlig å beskrive dem som sammensatt landform.

Landformvariasjon inngår som kilde til naturvariasjon i NiN (NiN BD 2: D3i og D5e). Sammen med berggrunnens fysiske og kjemiske egenskaper er landformene grunnlaget for en rekke viktige miljøgradienter (næringsstatus, markfuktighet, forstyrrelse etc.; se NiN BD 4 for oversikt over kategorier av lokale basisøkokliner). Mange landformer er knyttet til så spesielle leveforhold at de er koblet til spesifikke naturtyper på natursystem-nivået (for eksempel forvitringsblokkmark og kalkgrotte, som er navn på landformenheter og naturtyper). For et langt større antall landformenheter er det en kompleks relasjon mellom landformene, variasjonen i viktige miljøforhold og artssammensetningen. Dels skyldes dette at landformene påvirker variasjonen langs flere økokliner.

Landformer finnes over et stort spenn av skalaer, knyttet til skalaspesifikke prosesser. Ved analyse av landskapet (landskapsanalyse) ses landformvariasjon på flere skalaer i sammenheng. På overordnet landskapsnivå (det vil si skalanivået som adresseres gjennom landskapsnivået i NiN; se NiN BD 13 for inndeling i typer på dette nivået) er både forekomst av store, distinkte landformer (daler, fjelltopper og vidder) og kvantitativ terrengvariasjon viktig for typeinndelingen, mens landskapets innhold av typer på landskapsdel- og natursystemnivåene er viktig for beskrivelse av variasjonen innen landskapstypene (NiN BD 2: D5b,

D5e). Det er stor forskjell på et slettelandskap med høy frekvens av vann og myr og et slettelandskap som domineres av fastfjell og løse avsetninger og som nesten mangler vannforekomster og våtmarkssystemer. For eksempel vil avrenningsforholdene fra nedbørfelter dominert av disse egenskapene være svært forskjellige, både med hensyn til flomregime og avrenningsvannets kjemiske egenskaper. Fordelingen av vassdrag i terrenget (elvemønsteret) vil også i stor grad være bestemt av landformene. I et dal- og fjelland som Norge følger elvene daler og forsenkninger som er utformet i tett samspill mellom berggrunnsegenskaper og andre geomorfologiske prosesser enn de som er direkte knyttet til elva. Dette påvirker tettheten av elveløp og innsjøer i landskapet og har mye å si for landskapets økologiske funksjon. Landformenes økologiske betydning er ikke trukket inn som grunnlag for definisjon av typer på landskapsnivået, men fanges opp av beskrivelsessystemet for hovedtyper som objektinnhold i form av forekomst av hovedtyper (og grunntyper) på natursystem- og landskapsdel-nivåene fordi typer på disse naturtypenivåene er definert på grunnlag av variasjon langs de viktigste lokale basisøkoklinene (NiN BD 2: Fig. 61).

Et eksempel på en kobling mellom landform og økologisk landskapsfunksjon er landformen platåfjell (fjell eller ås med bratte kanter og flat toppflate). Den flate toppflaten er resultatet av at det finnes et horisontalt bergartslag som er hardere enn bergartene under og som beskytter denne mot erosjon. Erosjonen får imidlertid godt tak i de mykere bergartene langs den bratte kanten av fjellet, der forvitringsprosessene er aktive og det skjer en aktiv massetransport av forvitringsmateriale som resulterer i dannelsen av en rasur (natursystem-hovedtypen åpen ur og snørasmark, som inngår i landskapsdel-hovedtypen ras- og skredområder). Kolsås og Skaugumåsen på vestsiden av Oslofjorden er konkrete eksempler på slike platåfjell. Her finnes harde lag av lavastein (basalt og rombeporfyr) over løsere sedimentære bergarter. Et annet eksempel er mange fjell rundt Isfjorden på Svalbard (Fig. 2), der forskjeller i motstandsdyktighet mot erosjon i flattliggende sedimentære bergarter resulterer i en tilsvarende landform. De fleste steder i Norge er imidlertid bergrunnen mer variert, og platåfjell er derfor ikke vanlig.

Et annet eksempel er formen på åser og fjell dannet i grovkornede krystallinske bergarter. Grovkornet krystallinsk fjell har en tendens til å forvitre korn for korn og føre til avrundete koller. Åsene i Nordmarka og Drammensmarka (Oslo, Akershus og Buskerud) er av denne typen, og skiller seg markert fra det platåpregete landskapet i områdene imellom, som er betinget flattliggende lavalag. Krystallinske bergarter har ellers ofte en indre lagdeling (benkning) som påvirker fjelloverflaten (Fig. 3).


13

I tidligere geologiske perioder har Norge hatt et helt annet klima enn i dag, og vært utsatt for andre geomorfologiske prosessene. Mesteparten av resultatet er forlengst borte fordi datidens jordoverflate er erodert vekk. Men noe av dagens landformvariasjon kan være uttrykk for ’fossil landformvariasjon’. Et eksempel på dette finnes i landet omkring Oslofjorden, som til dels ble utformet gjennom såkalt dypforvitring (kjemisk overflateforvitring av krystallinske bergarter med vertikale sprekkesoner under tropiske klimaforhold) i jura-tiden, for vel 140 millioner år siden (se Olesen 2004). I tiden som fuglte (kritt) var havnivået høyt og store marine avsetninger (som ble vtil kritt og leirstein) dekket og konserverte jura-landskapet. Krittlandskapet er nå erodert vekk, og mesteparten av det dypforvitrede materialet er fjernet av isbreene. Noen steder finnes imidlertid fortsatt spor etter dypforvitret materiale i form av runde steiner i leiraktig materiale, men dette er vanskelig å få øye på fordi slike lokaliteter ofte er dekket av vegetasjon. Dypforvitring i berggrunn med vertikale sprekker kan gjøre fjellet ustabilt og medføre rasfare og

problemer ved konstruksjon av tunneler, men gir sjelden opphav til distinkte landformer. Dypforvitringen anses å være en viktig faktor i forbindelse med dannelse av det karakteristiske sprekkedalslandskapet i Østfold og Vestfold.

B4 Jord og organiske avsetninger

Berggrunnsoverflaten er oftest dekket av et tynt eller tykkere jorddekke. Ulike jordarter er, som landformene, resultatet av ulike geomorfologiske prosesser (forvitring, erosjon og sedimentering). Sammenliknet med andre land, har Norge lite av løse jordlag. Dette reflekteres i lav arealandel dyrket mark (ca. 3%). De vanligste jordartene i Norge er morene, elve- og breelvavsetninger, marine leirer og bresjøsedimenter, forvitringsjord, flygesand og torv. Disse beskrives bare kort her med hensyn på de aller viktigste egenskapene. Viktige prosesser ved dannelsen av ulike jordarter blir beskrevet i noe større detalj i forbindelse med landformbeskrivelsene. Torv som jordart er omtalt i kapittel B2h, i beskrivelsen av våtmarksmassiv som landskapsdel og i NiN BD 6: Artikkel 20.

De viktigste jordartene i Norge er:Morene er usortert materiale avsatt av bre.

Morenematerialet kan ha stort leirinnhold og stort innhold av steiner og blokker. Noen steder finnes mer sortert morenemateriale, særlig er dette tilfellet hvis breen har gravd i allerede sortert materiale. Østlige deler av Sør-Norge og indre deler av Nord-Trøndelag og Finnmark har stedvis et sammenhengende tykt dekke av morenemateriale. Ellers i landet er morenedekket relativt tynt og delt opp i flekket adskilt av nakent berg.

Elve- og breelvmateriale er sortert og elvetransportert materiale. Elve- og bremateriale består vanligvis av sand, grus og/eller stein, og finnes langs dalganger, vassdrag eller innsjøer, eller i eller ved elve- og innsjøsystemer fra slutten av siste istid.

Marine leirer og bresjøsedimenter omfatter finkornede sedimenter av leire og silt, avsatt der brelver under siste istid løp ut i bredemte sjøer eller i havet. Avsetning av leire foregår den dag i dag der sedimentførende elver møter stillestående vann.

Forvitringsjord er løse mineralkorn og bergartsfragmenter som er resultatet av stedegne forvitringsprosesser (autoktont materiale; NiN BD 6: Artikkel 12) og som forblir på stedet. I Norge er forvitringsjordlagene tynne, med unntak av rester av dypforvitret materiale som har overlevd istidene og som kan finnes i sprekker og svakhetssoner i fjellet. Før istidene var deler av landet dekket av et tykt lag med dypforvitret jord.

Rasmateriale er materiale, ofte grovt (stein- og blokkdominert), som har løsnet på grunn av forvitring og som er tilført gjennom massetransport ned skråninger

Fig. 2. Fjellene rundt Longyearbyen på Svalbard har en form som er sterkt påvirket av lagdelte bergarter der bergartslagene ligger nær horisontalt, og utgjør eksempler på platåfjell. Foto: Lars Erikstad.

Fig. 3. Strukturen i berggrunnen er viktig for landformer på alle skalanivåer. På bildet er benkninger i den krystalinske bergrunnen avgjørende for landformene i fjelloverflaten. Melfjellet i Rana, Nordland. Foto: Lars Erikstad.


14

(NiN BD 6: Artikkel 11). Dette materialet kan være sortert på grunn av styrtgradering (NiN BD 6: Artikkel 11).

Flygesand er fin (og middels) sand som er flyttet med vind og avsatt. Flygesand er oftest vært godt sortert.

Torv er stedegne organiske avsetninger i vannmettet miljø (se B2h og fyldigere omtale i NiN BD 6: Artikkel 20). Norge er, på grunn av relativt fuktig og kjølig klima, rikt på torvjord.

B5 Landformer og landformrelaterte begreper med relevans for karakterisering og inndeling på landskapsnivå

Relativt intakte rester av urgamle kontinenteter , grunnfjellsskjold, finnes fremdeles mange steder i verden. Grunnfjellsskjold kjennetegnes ved ei tjukk jordskorpe med gamle bergarter. Norge ligger i kanten av det baltiske grunnfjellskjoldet, og våre eldste bergarter, som for eksempel i Finnmark og i Lofoten, tilhører dette skjoldet.

Motsatsen til grunnfjellsskjoldene er dyphavet hvor jordskorpen er tynn og består av unge lavabergarter som

stadig nydannes som resultat av havbunnspredning. Bergartenes alder øker med økende avstand fra spredningslinjen (kontinenplateskjøtene). Dyphavsslette som landskapstype innenfor hovedtypen slettelandskap i NiN-systemet (NiN BD 13) består av områder som faller inn under det geologiske begrepet dyphavsletter (abyssal plains) og kantområdene inn mot kontinentalskråningen hvor havbunnen stiger rolig opp mot den nedre kanten av den skarpe kontinetalskråningen (continental rise) og hvor overflata først og fremst består av avsetninger fra kontinentalskråningen.

Kontinentalsokkelen omkranser kontinentene og har gjerne en krystallinsk basis av eldre bergarter som er dekket av tykke lag yngre sedimentære bergarter. Langs kysten av Norge er kontinentalsokkelen stedvis brei og klart avgrenset mot dyphavet utenfor og mot landmassen innenfor (Fig. 4). Det er sammenhengende kontinentalsokkel mellom det norske fastlandet og Svalbard (Barentshavet). Kontinentalsokkelslette er, liksom dyphavsslette, en landskapstype innenfor hovedtypen slettelandskap i NiN-systemet (NiN BD 13).

Overgangen mellom kontinentalsokkelen og dyphavet er en lang skråning som kalles kontinentalskråningen. Langs Norges kyst faller havbunnen her fra dybder på 2-500 meter til dybder på fra 2000 til 2500 meter. Kontinentalskråningen er en av fem hovedtyper på

Fig. 4. Landskapskart for havbunnen utenfor Lofoten og Vesterålen. DSP = dyphavsslette, CS = kontinentalskråningen med C = marine gjel, MV = marine daler som skjærer gjennom kontinentalsokkelsletten (= CSP), SF = strandflaten, H = marint åslandskap og F = fjorder. Fra Thorsnes et al. (2009).


15

Fig. 5. Det subkambriske peneplanet er et gammelt nedslitt sletteland fra tiden før den geologiske perioden kambrium (542–488 millioner år siden). I vest kan denne flaten finnes høyt over dagens havnivå, mens den rundt Botnviken kan finnes ved og til dels under dagens havnivå. Det antas at fjellplatået Hardangervidda (bildet) ligger nær det subkambriske peneplanet. Bak i bildet ses Hårteigen. Hårteigen er en rest av et omfattende skyvedekke som omfatter både Hardangerjøkulen og Hallingskarvet (se Fig. 12). Under skyvedekkebergartene ligger yngre sedimentære bergarter over grunnfjellet og markerer det subkambriske peneplanet. Foto: Lars Erikstad.

landskapsnivået i NiN (NiN BD 13).Midthavsrygg er betegnelsen på spredningslinja i

havet mellom to kontinentsystemer (kontinentplater). Havbunnen på begge sider av spredningslinja beveger seg vekk fra spredningslinja med noen (2–10) cm årlig og vulkansk aktivitet gjør at det stadig dannes ny havbunn slik at spredningslinjen får form av en rygg av noe varierende størrelse, opp til størrelsen på en stor fjellkjede. Midthavsryggen er ikke rett og jevn, men brytes av forkastninger og sidegrener til et ganske komplisert system. Jan Mayen er en vulkanøy på midthavsryggen. Midthavsryggen er den dominerende forekomsten av landskapstypen marint fjellandskap innenfor landskaps-hovedtypen ås- og fjellandskap (NiN BD 13).

Landoverflata bygges opp av jordas indre krefter og brytes ned av erosjon og forvitring. Med en gang land stiger opp over havoverflata, utsettes overflata for erosjon. Vannets eroderende kraft (se B2b) er stor, og før eller

a

b

Fig. 6. Den paleiske flaten. (a) Snøhetta på Dovrefjell (Dovre, Oppland, og Oppdal, Sør-Trøndelag) er et typisk eksempel på jevne og avrundete fjellformer som tilhører den paleiske flaten. Botner som breer har gravd ut i denne flaten fremstår som brudd i de rolige fjellformene. (b) I svært oppbrutt terreng kan rester av den paleiske flaten ses som mindre områder med rolig terreng rundt toppområdene på bratte fjell. Bildet er fra Nordfjord (Sogn og Fjordane). Foto: Lars Erikstad.

senere vil derfor landoverflata bli slitt ned til et sletteland. Et slikt nedslitt sletteland kalles gjerne et peneplan og representerer endepunktet for en landskapssyklus (dannelse av fjell med etterfølgende nedsliting av fjellandskapet til sletteland) der vannets eroderende kraft (fluvial erosjon) er den dominerende geomorfologiske prosessen. Det subkambriske peneplanet, slettelandet


16

som ble dannet mot slutten av prekambrium (i proterozoikum) for omkring 550 millioner år siden, er sentralt for å forstå fennoskandisk landformvariasjon på grov landskapsskala (Fig. 5). I periodene som fulgte etter (paleozoikum, det vil si kambrium, ordovicium, silur, devon, karbon og perm), ble tjukke sedimentmasser avsatt oppå det subkambriske peneplanet. Disse sedimentene er opphav til bergartene som dominerer fjellkjeden og områdene rundt Oslofjorden. Seinere er dette peneplanet hevet skrått opp i vest slik at den ligger omkring (og delvis under) havnivå rundt Bottenviken, men i over 1000 meters høyde på Hardangervidda. Det er antatt at Hardangerviddas flate landskap ligger nær det subkambriske peneplanet og at dagens viddeform gjenspeiler peneplanets form. Viddelandskap knyttet til det subkambriske peneplanet utgjør to typer, høyfjellsvidde og skog- og forfjellsvidde, innenfor landskapshovedtypen slettelandskap (NiN BD 13).

Mot slutten av tertiær (for 2–4 millioner år siden) var landet hevet skrått opp med et relativt slakt fall mot øst og et bratt fall mot vest. Terrenget var rolig og landformene ganske jevne, men det fantes elvedaler som gikk fra de høyeste partiene både mot øst og mot vest. Denne landflaten kalles for den paleiske (gamle) overflaten og markerer landoverflaten og landskapsformene som dominerte før gjentatte nedisinger og breavsmeltinger begynte å omforme landskapet (Fig. 6–7). Breerosjonsformene som ble dannet gjennom istidene er ofte bratte og dype (fjorder, U-daler, botner), i sterk kontrast til den roligere paleiske overflaten.

Den tertiære landoverflaten hadde tykke lag av dypforvitret løsmateriale. Forvitringen gikk dypere der det var svakhetssoner i fjellet enn der fjellet var helt og uten svakhetssoner. Breerosjonen under istidene har fjernet nesten alle tertiære løsmasser, og den overflaten vi i dag betegner den paleiske overflaten er egentlig overgangen det dypforvitrede løsmasselaget fra tertiærtida og det faste fjellet løsmassene hvilte på.

Ytterst langs norskekysten fra Vestlandet og nordover finnes et knudrete sletteland som ofte er klart avgrenset innover mot landsiden av steile fjell og mot havsiden av skråningen ned til kontinentalsokkelen. Denne kystbremmen, som gjerne kalles den norske strandflaten, finnes dels som jevne flater omkring fjordmunningene, men over store strekninger er strandflatelandskapet variert, med øyer, skjær og grunne havområder (Fig. 8). Flere steder brytes strandflaten opp av isolerte, oppstikkende fjell (restfjell), som ikke er erodert bort. Fordi strandflaten ikke lar seg entydig beskrive ved hjelp av overflateform alene blir den beskrevet som en egen hovedtype på landskapsnivået i NiN (NiN BD 13). Dannelsen av strandflaten har gjennom tidene vært svært omdiskutert. Det er nå enighet om at de store nedisingene har hatt betydning, for liknende strandflater finnes bare i områder som har vært dekt av isbreer. En kombinasjon av store isbreer som kommer ut fjordene og så sprer seg vidt ut over landet utenfor, frostforvitring og havets erosjon anses nå for de viktigste, samvirkende prosessene som har resultert i dannelse av strandflaten.

Fig. 7. Store deler av det østlige Norge (både i nord og i sør) har rolige, til dels flate landskapstrekk og hører til den paleiske flaten. Bildet er fra Hemsedal (Buskerud). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 8. Strandflaten utgjør et knudrete lavland med begrenset høydevariasjon og ofte med et mylder av skjær og øyer. Mesteparten av strandflaten ligger imidlertid under havnivå. Bildene viser to eksempler. (a) Strandflaten med restfjell på Træna (Nordland), sett fra fjellene innenfor (Svartisen). (b) Strandflaten ved Bud (Fræna, Møre og Romsdal). Foto: Lars Erikstad.

a

b


17

C Landformvariasjon

C1 kategorier av landformvariasjon

Med begrepet landformvariasjon menes variasjon i terrengform (målbar på kontinuerlige skalaer) og forekomst av diskrete landformer (se NiN BD 2: D3i). De to elementene i landformdefinisjonen representerer de to prinsipielt ulike kategoriene av landformvariasjon:

terrengformvariasjon• (geomorfometrisk variasjon): variasjon i terrengets overflateformer som kan beskrives ved kontinuerlige variabler som for eksempel relativt relieff og terrengujevnhetforekomsten av • diskrete landformer; mer eller mindre distinkte objekter – overflateformer på land eller utforminger av bunnen i saltvanns- eller ferskvannssystemer – som kan gis en felles karakteristikk på grunnlag av felles egenskaper som ofte er forårsaket av én enkelt eller en kombinasjon av distinkte landformdannende (geomorfologiske) prosesser

Distinkt avgrensete diskrete landformer kan telles, men en del landformer som i prinsippet er diskrete enheter, har så diffus avgrensning, eller forekommer i så tette konsentrasjoner at det er mer hensiktsmessig å oppfatte dem som sammensatt landform, det vil si en karakteristisk, men ikke nødvendigvis velavgrenset mosaikk av landformer, som ved karakterisering av landskaper registreres ved bruk av andel-, tetthet- eller konsentrasjonsvariabler (se videre kapittel C2 om variabeltyper som brukes til å beskrive landformvariasjon). Eksempler på sammensatt landform er tette mønstre av små morenerygger kanskje med en meters høyde, et par meters bredde og 100 meterslengde, som foran en bre i Jotunheimen (i natursystem-hovedtypen breforland og snøavsmeltingsområde), eller det store Raet i Sørøst-Norge som strekker seg gjennom ytre Østfold og Vestfold. Raet kan være 30–50 m høyt og over 1 km bredt. Morenerygger registreres derfor ofte bedre som arealandel av en sammensatt landform enn ved opptelling av antall morenerygger.

C2 Variabeltyper som brukes til å beskrive landformvariasjon

I motsetning til økoklinal variasjon, det vil si variasjon langs lokale basisøkokliner (NiN BD 4), tilstandsøkokliner (NiN BD 9) og regionale økokliner (NiN BD 8), omfatter landformvariasjon bare variasjon i overflateegenskaper uten hensyn til artssammensetning

eller andre biologiske egenskaper. Med unntak for terrengformvariabelen relativt relieff (som blir brukt til typeinndeling på landskapsnivået), blir ikke kvantitativ landformvariasjon brukt til typeinndeling i NiN. På samme måte og av samme grunn som for tilstandsrelevant objektinnhold (se NiN BD 9), er blir derfor i utgangspunktet ikke variabler som skal beskrive landformvariasjon trinndelt.

I NiN BD 2(0.2): F3 beskrives ni generelle variabeltyper. Av disse er fire aktuelle for beskrivelse av landformvariasjon (terrengformvariasjon og forekomst av diskrete landformer):

Sammensatt variabel som består av m kontinuerlige 1. enkeltvariabler (SK). Denne variabeltypen brukes om terrengformvariasjon; to sammensatte variabler som hver består av et antall geomorfometriske enkeltvariabler (se D3i) . Til sammen beskriver de to terrengformvariablene terrengformen omkring et gitt punkt eller utstrekningen av en vannforekomst eller dens nedbørfelt.Sammensatt variabel som består av m tetthets- eller 2. konsentrasjonsvariabler (ST). Denne variabeltypen brukes for forekomst av veldefinerte, diskrete landformer som i ei landformgruppe. Gruppa utgjør den sammensatte variabelen og hver landfomenhet utgjør en enkeltvariabel. For hver enkeltvariabel angis tetthet/konsentrasjon på en standardisert skala (statistisk variabeltype TO eller TL).Sammensatt variabel som består av m kontinuerlige, 3. trinndelte andelsvariabler (SA). Denne variabeltypen, som også brukes for å angi mengde av arter, brukes for enkeltvariabler av typen sammensatte landformvariabler, som for eksempel morene. Mengde (arealandel) angis for hver enkeltvariabel på en standardisert skala (som bare registreres dersom artens mengde er større enn avkryssingsterskelen (statistisk variabeltype An; se over). Det kan vise seg mer hensiktsmessig å angi arealandel på kontinuerlig skal uten konvertering til standard trinndelt skala. I så fall blir variabelen av type SK. Sammensatt variabel som består av m binære 4. enkeltvariabler (SB). For hver av enkeltvariablene registreres forekomst (det vil si at enkeltvariabelen er relevant, til stede, eller liknende, i det aktuelle systemet) eller fravær (det vil si at enkeltfaktoren ikke er relevant, ikke er til stede, eller liknende). Ett eksempel på en slik variabel er objektenheten glintrand, som er vanskelig å kvantifisere. Statistisk sett består en slik sammensatt variabel av m binære enkeltvariabler (variabelformel mB).


18

Angivelsen av variabeltype er tilpasset beskrivelsessystemet for naturtypenivået landskap, til dels også landskapsdel. De få landformenheter som inngår i beskrivelsessystem for hovedtyper på natursystem-nivået vil ofte utgjør hele eller mesteparten av den aktuelle arealtypefiguren. Angivelse som binær variabel vil da være like hensiktsmessig som angivelse av verdien 7 på en skala fra 0 til 7. Variablene er imidlertid av praktiske grunner ikke omkodet for bruk på natursystem-nivået.


19

D Oversikt over landformvariabler (terrengformvariasjon og landformer)

Tabell 1 gir en oversikt over landformvariabler [terrengformvariabler og variabler som angir forekomst (tetthet, konsentrasjon og/eller arealandel) av (sammensatte) diskrete landformer] som blir benyttet i beskrivelsessystemer for fullstendig arealkarakteristikk innen hovedtyper i NiN, først og fremst på landskapsnivået (til dels også til typeinndeling på landskapsnivået).

Av praktiske grunner er landformvariablene samlet i tematiske grupper. Således utgjør terrengformvariasjon to

sammensatte variabler, én som karakteriserer terrengform (TE) (jordoverflateform) i et naboskap omkring et gitt punkt og én som karakteriserer vannforekomsters størrelsesegenskaper [vannforekomstutstrekning (VU)].

De diskrete landformene er gruppert etter landformdannende prosess (se kapitler B1 og B2). Landformer knyttet til jordas indre krefter utgjør én gruppe, mens landformer knyttet til jordas ytre krefter er samlet i 13 grupper. For hver prosess er erosjons- og sedimentasjonsformer fordelt på to grupper. Breformer (BF) og torvmarksformer (TM) utgjør egne landformgrupper. Mekanisk forvitring gir i Norge ikke opphav til distinkte landformer. Kjemisk forvitring kan resultere i kjemiske oppløsningsformer (KJ).

Den innbyrdes rekkefølgen av landformvariabler i Tabell 1 vil bli benyttet i resten av dette dokumentet.

Tabell 1. Oversikt over landformvariasjon (terrengformvariasjon og diskrete landformer) som benyttes for arealkarakteristikk i Naturtyper i Norge (NiN) på naturtypenivåene natursystem, landskapsdel og landskap. Variabeltype refererer seg til terminologi for variabeltyper i NiN BD 2(0.2): F3: SK = Sammensatt variabel som består av m kontinuerlige enkeltvariabler uten obligatorisk avkryssing for ett trinn; ST = Sammensatt variabel som består av m tetthets- eller konsentrasjonsvariabler; SA = Sammensatt variabel som består av m kontinuerlige, trinndelte andelsvariabler; SB = Sammensatt variabel som består av m binære enkeltvariabler. Variabelformelen skal tolkes slik: K = kontinuerlig variabel; B = binær (0/1) variabel; An = andelsvariabel (arealandelsvariabel), skala med n trinn; T = tetthets- eller konsentrasjonsvariabler, TO = tetthet angitt som antall pr. areal- eller volumenhet og TL = tetthet angitt på 2-logaritmisk skala. Antallet enkeltvariabler som inngår i sammensatte variabler er m (mK, mTO etc.).

Kategori Kode Landformvariabel Antall Variabel- Variabelformel landform-enheter type

1 Terrengformvar. TF Terrengform – SK 5K1 Terrengformvar. VU Vannforekomstutstrekning – SK 4K2 Landformer IK Landformer knyttet til jordas indre krefter 8 ST+SA+SB 4TO+2A7+2B2 Landformer ER Erosjonsformer knyttet til rennende vann 7 ST+SA 6TO+A72 Landformer AR Avsetningsformer knyttet til rennende vann 6 SA+SB 5A7+B2 Landformer EL Elveløpsformer 5 ST+SB 4TO+B2 Landformer EB Erosjonsformer knyttet til breer 12 ST+SA+SB 6TO+TL+3A7+2B2 Landformer AB Avsetningsformer knyttet til breer 8 ST+SA 2TO+6A72 Landformer BF Breformer 7 SA 7A72 Landformer KP Landformer knyttet til kystprosesser 5 ST+SA 2TO+2TL+A72 Landformer VP Landformer knyttet til vindprosesser 1 SA A72 Landformer FP Landformer knyttet til frostprosesser 7 ST+SA 2TO+5A72 Landformer MR Landformer knyttet til marine strøm- og rasprosesser 8 SA+SB 3A7+B2 Landformer ML Landformer knyttet til massebevegelse på land 4 ST+SA+SB 2TO+A7+B2 Landformer KJ Kjemiske oppløsningsformer 5 ST+SA+SB 2TO+A7+2B2 Landformer TM Torvmarksformer 17 SA 17A7


20

E Terrengformvariasjon

E1 Terrengform (TF)

Generell karakteristikkTerrengform er en fundamental egenskap ved landformvariasjonen. Terrengform kan beskrives i ord (for eksempel at det er stor kontrast mellom den slake og vide Østlandsdalen og den bratte og ville Vestlandsdalen), men for å typeinndele landskap på grunnlag av overflateform, må terrengformvariasjon tallfestes ved bruk av entydig definerte variabler (geomorfometriske variabler) som kan implementeres i et automatisk analyseprogram. En uttømmende landskapsanalyse krever et terrengformvariabelsett som for ethvert gitt punkt (fokuspunkt) i terrenget beskriver alle viktige terrengegenskaper. Én enkeltvariabel står sentralt i landskapsanalyse og inndeling på landskapsnivået i NiN; relativt relieff (høydevariasjonen innenfor et område). I tillegg inneholder den sammensatte terrengformvariabelen terrengform (TF) fire andre enkeltvariabler; helning, eksponeringsretning, terrenguro og terrengposisjon.

Naturtypenivåer der variabelen inngår i beskrivelsessystemetTerrengform (TF) er viktig for typeinndeling og naturbeskrivelse på naturtypenivået landskap. Enkeltvariabelen relativt relieff (TF–1) ligger til grunn for

inndelingen av ’restlandskapet’ i landskapshovedtypene slettelandskap og ås- og fjelltopplandskap. Med ’restlandskapet’ menes jordoverflatearealer som ikke plasseres i en av landskapshovedtypene strandflaten, kontinentalskråningen eller fjord- og dallandskap på grunnlag av overordnet landform (NiN BD 13). Utformingen av slettelandskap og ås- og fjelltopplandskap er resultatet av et stort mangfold av geologiske og landformdannende prosesser, og en kvantitativ analyse av terrengformvariasjonen er sannsynligvis eneste farbare veg til en hensiktsmessig landskapsbeskrivelse. VariabeltypeVariabeltype: SK (sammensatt variabel som består av m kontinuerlige enkeltvariabler).Variabelformel: 5K (5 kontinuerlige variabler).

EnkeltvariablerDefinisjoner av de fem enkeltvariablene som utgjør den sammensatte terrengformvariabelen TF er gitt i Tabell 2.

De fem enkeltvariablene er skjønnsmessig plukket ut fra et stort utvalg av indekser og variabler som nyttes til å beskrive terrengform omkring et fokuspunkt. Variabelen relativt relieff (TF–1) er en hjørnestein i inndelingen på landskapsnivået i NiN (Fig. 9); de øvrige fire variablene er tentativt inkludert slik at TF som sammensatt variabel skal kunne nyttes til en uttømmende deskriptiv landskapsanalyse. Utvalget av variabler er tentativt, og det er godt mulig at noen av de fem variablene bør byttes ut eller at andre bør legges til. Praktisk landskapsanalyse

Tabell 2. Den sammensatte terrengformvariabelen terrengform (TF): definisjoner av 5 enkeltvariabler som nyttes til å karakterisere terrengform omkring et gitt punkt (fokuspunktet). Standardmetoden for angivelse av terrengformvariasjon i NiN benytter en romlig oppløsning på 100 m og den beste tilgjengelige digitale høydemodellen (DEM). Enkeltvariablene TF–2–5 er ikke implementert i NiN versjon 1.0, men representerer forslag til variabler som bør inngå i en fullstendig landskapsbeskrivelse.

Kode Begrep Definisjon Variabel- Enhet Kommentar type

TF–1 relativt relieff differansen mellom høyeste og laveste K m viktigste terrengformindeks i NiN; nyttes ved inndeling i hovedtyper punkt i et målenabolag på 1 km2-ruter og grunntyper på landskapsnivået (i terreng med jevn og/eller bratt med fokuspunktet i sentrum overflate vil TF–1 indikere helning; i terreng med flat grovform vil TF–1 indikere terrenguro

TF–2 helning vinkelen mellom helningsvektoren og K º helningsvektoren er den av alle mulige vektorer gjennom fokuspunktet horisontalplanet, beregnet for et målenabolag (0–90) langs jordoverflata som har den største vinkelen med horisontalplanet på 3 × 3 punkter med fokuspunktet i sentrum

TF–3 eksponerings- retningen nedover skråningen for K º kan konverteres til grader avvik fra maksimum solinnstråling eller retning helningsvektoren (TF–2) (0–360) liknende avledete mål

TF–4 terrenguro 1– |r|, der r er relativ lengde av resultant- K uten vector ruggedness index (VRI); indeks for terrenguro som er relativt enhetsvektoren loddrett på bakkeplanet, enhet uavhengig av helningen (Hobson 1972, Sappington et al. 2007); beregnet for et målenabolag på 3 × 3 punkter (0–1) tilgjengelig som skript for arcGIS (http://www.esri.com/arcscripts) og summert opp i 1 km2-ruter, med fokuspunktet i sentrum

TF–5 terrengposisjon differansen mellom fokuspunktets høyde og K m topographic position index (TPI); indeks for relativ plassering av fokus- gjennomsnittshøyden i et målenabolag på punktet i forhold til terrenget omkring (topp-punkter har høy, bunn- 1 km2-ruter med fokuspunktet i sentrum punkter lav verdi); se Jenness (2006) for detaljert beskrivelse og eksempler på bruksområder terrengplassering; tilgjengelig som skript for arcGIS (http://www.jennessent.com/arcview /arcview_extensions. htm)


21

basert på dette NiN-rammeverket bør testes ut for ulike deler av Norge som ledd i arbeidet med NiN versjon 2.0.

Av enkeltvariablene innenfor TF er relativt relieff (TF–1) , helning (TF–2) og eksponeringsretning (TF–3) enkle indekser som avledes direkte fra en digitale høydemodell. Indeksen for terrengposisjon (TF–5) er også relativt enkel, mens terrenguro (TF–4) er vanskeligere å tallfeste. De fleste indekser for terrenguro som er i bruk, blander

sammen terrenguro og helning, fordi de ikke ’korrigerer for’ terrengets store former. VRI-indeksen for terrenguro har løst dette problemet (Hobson 1972, Sappington et al. 2007).

De fleste terrengformvariabler kan i prinsippet måles med hvilken som helst romlig skaloppløsning, og for mange anvendte formål kan det være aktuelt å måle terrengform omkring et fokuspunkt på ulike skalaer.

Fig. 9. Kart over variasjonen i relativt relieff (TF–1) i Norge, utregnet på grunnlag av en høydemodell med 100 meters oppløsning basert på et målenabolag med størrelse 1 km2 (se nærmere forklaring i teksten).


22

Et eksempel er angivelse av terrengposisjon (TF–5), det vil si hvordan fokuspunktet er plassert i forhold til terrenget omkring, som kan angis med indeksen TPI (se Tabell 2). TPI er differansen mellom fokuspunktets høyde og gjennomsnittshøyden i et målenabolag med fokuspunktet i sentrum. Et punkt som ligger på en liten forhøyning i bunnen av en dyp dal, vil ha positiv TPI på en skala der hele målenabolaget ligger nedi dalen og negativ TPI på en skala der målenabolaget også omfatter dalsidene. I NiN er terrengformvariasjon tematisk koblet til landskapsanalyse, det vil si analyse av jordoverflateegenskaper på landskapsnivået. Som standard arealenhet for analyser på landskapsnivå i NiN er 1 km2 valgt (NiN BD 2: E4b punkt 1). Det innebærer at 1 km2 også er standard målenabolag for enkeltvariablene som utgjør den sammensatte variabelen terrengform (se Tabell 2). Denne romlige oppløsningen er ganske vanlig for landskapsanalyser, og har i pilotuttesting vist seg praktisk nyttig. Valget har imidlertid ingen sterk teoretisk forankring.

Når skala (målenabolaget) er bestemt, vil oppløsningen på den digitale høydemodellen bestemme presisjonen på de beregnete terrengformvariabelverdiene. Den norske standardkartserien i målestokk 1: 50 000 (N50) har høydekurver (koter) med vertikal avstand (ekvidistanse) 20 meter. For landskapsanalyse må høydekurvene, som teknisk sett er en vektorbasert modell, konverteres til en punkthøydemodell (rastermodell). Standardhøydemodellen for Norge har en oppløsning på 25 meter, det vil si at det på grunnlag av høydekurvene i N50 er beregnet (interpolert) en verdi for høyde over havet for hvert eneste punkt i et rutenett med maskevidde 25 meter. Men denne digitale høydemodellen blir ikke mer nøyaktig enn de grunnlagsdataene den er basert på. Akkurat som turgåeren vet at de topografiske kartene ikke viser terrengvariasjoner mellom koteavstanden, må den som analyserer landskap ta i betraktning at punktmodellen ikke gir presis informasjon om finere detaljer i høydevariasjon. I kystfarvannene eksisterer det en tilsvarende dybdemodell med oppløsning 50 meter. Også denne er avledet fra koter, og den presisjon er derfor bestemt av presisjonen på grunnlagsdataene. Det finner akkurat nå sted en rivende utvikling med hensyn til presisjon på høydemodeller, og i nær framtid vil det sannsynligvis finnes nye høydemodeller med langt bedre romlig oppløsning. Økonomisk kartverk (N5), som dekker store deler av landet under skoggrensa, har ekvidistanse 5 meter. Nye teknikker for detaljert høyde- og dybdemåling er utviklet. Til sjøs har økende bruk av multistråleekkolodd ført til en helt ny virkelighet når det gjelder dybdemålinger. Tilsvarende på land har laserscanning fra fly (LIDAR) gjort at store områder nå er dekket med høyoppløselige høydedata. Foreløpig er imidlertid disse dataene mest er brukt til skogbruksplanlegging, men om få år vil de sannsynligvis

ha blitt tatt i bruk til konstruksjon av nye digitale høydemodeller.

Operasjonaliseringen av enkeltvariablene som inngår i terrengform (TF) i NiN versjon 1 tar utgangspunkt i at tilgjengelige fullstendig arealdekkende høyde- og dybdemodeller er relativt grove, og tar desuten hensyn til at beregning av indeksverdier vfor millioner av punkter er tidkrevende (også i datamaskinens tidsalder) og at det ikke er grunn til mer presisjon enn den som gir en signifikant forbedret landskapsbeskrivelse. Relativt relieff (TF–1) og andre terrengformvariabler måles derfor i et naboskap rundt hvert enkelt fokuspunkt (piksel) i et rutenett med oppløsning 100 × 100 m (det vil si for hver 100. meter i vest-øst- og sør-nord-retning). Fordi små terrengformer kan føre til et oppstykket mønster av verdier for relativt relieff over og under valgte grenseverdier, er det ikke nok å bestemme et målenabolag, men det må også fastlegges en metodikk for å karakterisere landskapets hovedsakelige karakter. I NiN-sammenheng blir i hovedsak definert ved hjelp av et filter som måler flertallet (det vil si 13 eller flere av til sammen 25) piksler innen et naboskap på 5 × 5 piksler (det vil si innenfor 500 × 500 m). Med økende tilgang på høyoppløselige data er muligheten for mer avanserte analyser en mulighet som alltid bør vurderes løpende i forhold til den problemstilling man arbeider med.

Relevant skalaEnkeltvariablene som inngår i terrengform (TF) er tilpasset beskrivelse av landformer på skalaer i størrelsesorden 1–100 km (103–105 m).

E2 Vannforekomstutstrekning (VU)

Generell karakteristikkVannforekomsters størrelse har betydning for vannforekomstenes bidrag til landskapsuttrykket og bestemmer deres økologiske funksjon (vannets oppholdstid i innsjøer, elvers evne til erosjon og massetransport, bølgehøyde i innsjøer og brenningenes bevegelsesenergi) og, ikke minst, vannforekomstenes økonomiske verdi som energiklide og vannreservoar. Den sammensatte terrengformvariabelen vannforekomstutstrekning (VU) inneholder fire enkeltvariabler som beskriver ulike uttrykk for dimensjonen på en vannforekomst. Mange andre variabler kunne like gjene vært valgt.

Naturtypenivåer der variabelen inngår i beskrivelsessystemetVannforekomstutstrekning (VU) inngår i beskrivelsessystemet for landskapsdel-hovedtypene som omfatter vannforekomster; elveløp (bare VU–1 og VU-2, som ofte forenkles til målt lengde), innsjø,


23

fjæresone-sjø og fjord, i noen grad kanskje også kil. For vannforekomster av havvann (fjæresone-sjø, fjord, kil) uttrykker relasjonen mellom VU–1 på den ene siden og VU–2/VU–3 på den andre siden noe om omfanget av ferskvannstilførsel. Terskeldyp (VU–4) inngår i beskrivelsessystemet for fjord.

VariabeltypeVariabeltype: SK (sammensatt variabel som består av m kontinuerlige enkeltvariabler).Variabelformel: 4K (4 kontinuerlige variabler).

EnkeltvariablerDefinisjoner av de fire enkeltvariablene som utgjør den sammensatte terrengformvariabelen VU er gitt i Tabell 3.

De fire enkeltvariablene representerer et skjønnsmessig utvalg; mange andre kunne vært valgt.

Nedbørfeltstørrelse (VU–1) er valgt fordi nedbørfeltets størrelse bestemmer vanntilførselen til en vannforekomst og derfor er en viktig hydrologisk og økologisk størrelse, og fordi den (derfor) inngår som kriterium ved karakteristikk av vannforekomster i Vannrammedirektivets typologi (se omtalen av landskapsdel-hovedtyen elveløp i NiN BD 12). Nedbørfeltet til et punkt omfatter alt areal som drenerer gjennom dette punktet. Nedbørfeltet for munningen av ei elv i havet er alt areal som drenerer til elva gjennom hele dens løp. Dette nedbørfeltet kan deles opp i ’del-nedbørfelt’ for alle sideelver (alt areal som drenerer gjennom punktet der sideelva munner ut i hovedvassdraget). På tilsvarende vis kan nedbørfelt defineres for innsjø (alt areal som drenererer gjennom vannets utløpspunkt), havvannsforekomst (fjæresone-sjø og fjord; alt areal som drenerer til et punkt langs strandlinja innenfor utløp eller terskel), våtmarksmassiv eller i prinsippet for et hvilket som helst punkt på landoverflaten. Nedbørfeltet er en svært viktig konseptuell enhet, med klare fraktale trekk (kan deles i mindre deler). Nedbørfeltet er også viktig som forvaltningsareal fordi vannmengde, vannkvalitet og andre elve- og innsjøegenskaper påvirkes av hendelser i nedbørfeltet.

Nedbørfeltet står derfor sentralt som forvaltningsenhet for vannforekomst i EUs vannrammedirektiv, som Norge har ratifisert.

I tillegg til å være en størrelsesegenskap ved vannforekomster, kan nedbørfelt utgjøre en arealenhet som det i seg sjøl knytter seg interesse til. Nedbørfeltet inngår ikke som naturtypenivå (nivå for kompleksitet og skala i NiN, jf. NiN BD 2: D2b), men det er likevel mulig å bruke NiNs sitt system for beskrivelse av variasjon innen arealenheter på landskapsnivå (objektinnhold – innholdet av naturtyper på natursystem- og landskapsdel-nivåene; og landformvariasjon) til å beskrive nedbørfelt.

Vannflateareal (VU–2) registreres som egenskap ved innsjø også i Vannrammedirektivet, mens variabelen dybde (VU–3), det vil si maksimumsdybde, er valgt i stedet for middeldybde som benyttes i Vannrammedirektivet fordi informasjon om middeldybden er vanskeligere tilgjengelig (forutsetter fullstendig dybdekartlegging av innsjøbunnen).

Terskeldyp (VU–4) er en svært viktig geomorfometrisk variabel for beskrivelsen av landskapsdel-hovedtypen fjord. Terskeldypet er avgjørende blant annet for graden av bunnvannutskifting, og dermed for miljøforholdene på bunnen. Det er blant annet en sterk sammenheng mellom terskeldyp og sannsynligheten for at det sval forekomme oksygenfritt bunnvann.

Relevant skalaEnkeltvariablene som inngår i vannforekomstutstrekning (VU) er tilpasset beskrivelse av landformer på skalaer i størrelsesorden 100 m–100 km (102–105 m).

Sammenlikning med andre arbeiderEnkeltvariablene som inngår i vannforekomstutstrekning (VU) blir i NiN brukt som kontinuerlige beskrivende variabler, mens de i Vannrammedirektivets typifisering av vannforekomster blir trinndelt. Elveløp deles i små, middel og store med grenseverdier 100 og 1000 km2 og innsjøer deles i små og store med grenseverdi 5 km2 og i svært grunne, grunne og dype med grenseverdier for middeldyp 5 og 15 m.

Tabell 3. Den sammensatte terrengformvariabelen vannforekomstutstrekning (VU): definisjoner av 3 enkeltvariabler som nyttes til å karakterisere egenskaper ved en gitt vannforekomst.


VU–1 nedbørfelt- areal av nedbørfelt K km2 areal av landområde (inkludert eventuelle vannforekomster) som dreneres størrelse gjennom vannforekomstens utløp (elveløp: laveste punkt; innsjø: utløp; fjæresone-sjø og fjord: terskel)

VU–2 vannflateareal av vannforekomstens overflate ved K km2 arealavgrensning følger grensene for arealenheter på landskapsdel-nivået; areal normalvannstand for elveløp ofte forenklet til målt lengde (ikke brukt i Vannrammedirektivet).

VU–3 dybde største dybde, målt i forhold til K m største kjente dybde normal-vannstand

VU–4 terskeldyp største dybde på terskelen ved fjordmunningen K m bare relevant for fjord, største kjente terskeldybde


24

F Landformer

F1 Landformer knyttet til jordas indre krefter (IK)

Generell karakteristikkLandformgruppa landformer knyttet til jordas indre krefter (IK) omfatter fem landformenheter som direkte er formet av jordas indre krefter (vulkan, muddervulkan, utstrømmingsgrop, havbunnsvulkan og glintrand) samt to landformenheter der jordens indre krefter har spilt en avgjørende rolle for landformens utforming (kalkrygg og sprekkedal). Kalkrygg og sprekkedal er inkludert i denne landformgruppa fordi de forutsetter en bergrunnsstruktur betinget av spesifikke indre krefter (skyvedekker, foldinger og/eller oppsprekkinger av jordskorpa).

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetLandformer knyttet til jordas indre krefter (IK) inngår i beskrivelsessystemene for hovedtyper på landskapsnivået, og er særlig viktige for hovedtypene slettelandskap og ås- og fjellandskap. Noen av landformene i denne gruppa kan være så store at de alene utgjør en arealenhet av ås- og fjelltopplandskap på landskapsnivået (for eksempel er vulkanen Beerenberg på Jan Mayen og de største glintrandene) store nok til at de markerer egne landskapstyper (ås og fjelltopplandskap). Kalkrygger og sprekkedaler er mindre, men likevel viktige karakterdannende landformer innenfor slettelandskap.

Brattkanter knyttet til glintrand og kalkrygg kan inngå i landskapsdel-hovedtypen ras- og skredområder.

Muddervulkan, utstrømmingsgrop og havbunnssskorstein er landformer av begrenset utstrekning som, i likhet med vulkan, har karakteristiske natursystem-typer assosiert med seg.

VariabeltypeVariabeltype: ST+SA+SB (sammensatt variabel som består av 7 enkeltvariabler; 4 tetthets- og konsentrasjonsvariabler, 1 trinndelt andelsvariabel og 2 binære enkeltvariabler).

Variabelformel: 4TO+A7+2B (4 tetthetsvariabler der antall landformenheter av gitt type innenfor arealenheten telles opp; én andelsvariabel for arealandel av kalkrygg registrert med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er; og to binære variabler, det vil si registrering av forekomst/fravær).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de sju landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen IK er gitt i

Tabell 4. Vulkan (IK–1) er den mest karakteristiske landformen

som er knyttet til jordas indre krefter. En vulkan er en åpning i jordskorpen der flytende magma, stein og gass trenger opp til jordoverflaten og tidvis strømmer utover vulkanens sider. Kontakten med luft gjør at de flytende steinmassene avkjøles og størkner. Vulkaner bygger derfor over tid opp karakteristiske, oftest kjegleformete fjell. Det finnes mange typer vulkaner (se http://pubs.usgs.gov/gip/volc/cover2.html). Den eneste aktive vulkanen i det området NiN skal dekke, Beerenberg på Jan Mayen (Fig. 10), er en stratovulkan, en sammensatt vulkantype som danner høye fjell med bratte sider. De enkelte vulkanutbruddene kan ha svært ulike forløp, og det ver også stor variasjon i egenskapene til materialet som blir avsatt (lava, aske etc.)

Muddervulkan (IK–2) er en vulkanliknende (ofte svakt kjegleformet) struktur på havbunnen, som periodisk eller kontinuerlig har utbrudd av vann med suspendert finmateriale (leire), gasshydrater, gass og av og til også olje.

Utsstrømmingsgrop (IK–3) (pockmark) er en samlebetegnelse for små groper eller kratere på havbunnen som oppstår der det strømmer ut mindre mengder av gass og/eller væske (Fig. 11). De kan bli opptil 100 m i diameter og 10 m dype, men er oftest mindre. Utstrømmingsgroper forekommer også i ferskvann i forbindelse med konsentrerte grunnvannsframspring, hvor natursystem-hovedtypen ferskvannskildebunn forekommer Utstrømmingsgroper finnes ofte flere sammen i svermer eller større felt med stor tetthet av kratere (sammensatt landform).

Havbunnsskorstein (IK–4) dannes der det strømmer ut vann med høyt trykk og temperaturer opp til 400 ºC med høye konsentrasjoner av suspenderte eller løste komplekse kjemiske forbindelser (se beskrivelse av natursystem-hovedtypen varm havkilde, som er gjensidig knyttet til havbunnsskorsteiner). Havbunnsskorsteiner finnes

Fig. 10. Vulkan (IK–1). Beerenberg på Jan Mayen er en av de store vulkanene på den Midtatlantiske ryggen, som strekker seg fra Jan Mayen og helt sør til Antarktis. Foto: Kirsti Høgvard.


25

i forbindelse med midhavsrygger. Som landformer er havbunnsskorsteiner svært særpregete, ofte ser de ut som høye skorsteinpiper. Det finnes flere typer; blant annet svarte skorsteiner (black smokers) og hvite skorsteiner (white smokers), se beskrivelsen av natursystem-hovedtypen varm havkilde. Nye havbunnsskorsteiner oppdages stadig. De har helt spesielle økosystemer knyttet til seg der kjemiske prosesser erstatter fotosyntesen som grunnleggende livsforutsetning for mange organismer.

Glintrand (IK–5) er et eksempel på en landformenhet som, i likhet med mye at det geologiske mangfoldet, er knyttet til bergartene og deres strukturer. Akkurat som landformene er bergartene dannet av prosesser knyttet til indre og ytre krefter. Fjellkjeder er dannet som resultat av kollisjoner mellom kontinenter; at tjukke bergartslag er skjøvet over hverandre. Kanten av et slikt skyvedekke vil

ofte framstå i landskapet som en brattkant, en glintrand (Fig. 12). Glintrander er typisk fra noen titalls til flere hundre meter høye og kan strekke seg som brattkanter over lange avstander. Tilsvarende landformer i mye mindre skala (små ’benker’ eller bratte partier i landskapet med høyde fra 1 til 50 meter) er vanlige. Disse kalles normalt ikke for glintrand.

Kalkrygg (IK–6). I Jordens mellomalder ble det avsatt store mengder kalk (skall fra dyr etc.) og kalkholdig leire i et stort hav som dekket store deler av landet. Disse avsetningene ble til bergartene kalkstein og leirstein. Ved den kaledonske fjellkjedefoldingen ble disse bergartene til dels sterkt omdannet, til marmor, glimmerskifer, hornfels og amfibolitt (se NiN BD 6: Artikkel 19: Fig. 2). Lengre unna fjellkjeden, der folde- og skyvekreftene ikke virket så sterkt, ble bergartene mindre sterkt omdannet, men

Tabell 4. Landformgruppa landformer knyttet til jordas indre krefter (IK): definisjoner av 7 landformenheter.


IK–1 vulkan landform (ofte kjegleformet fjell) TO antall assosiert naturtype: det er eksakt korrespondanse mellom bygd opp av magma (flytende stein) landformenheten vulkan og natursystem-hovedtypen lavamark som tidvis strømmer eller har eksempel: Beerenberg på Jan Mayen strømmet utover jordoverflata i et landsystem

IK–2 muddervulkan forhøyning på havbunnen bygd opp TO antall assosiert naturtype: det er eksakt korrespondanse mellom av materiale som fraktes med landformenheten muddervulkan og natursystem-typen kald havvanns-kildevann og sedimenteres havkildebunn [2] muddervulkan-bunn omkring kildepunktet eksempel: Håkon Mosby muddervulkan på Barentsflaket utenfor Senja

IK–3 utstrømmings- forsenkning (lite ’krater’) i hav- eller TO antall assosiert naturtype: i marine systemer er det eksakt korrespondanse grop (pock-mark, ferskvannsbunn der porevann tidvis mellom landformenheten utstrømmingsgrop og natursystem-typen utstrømmings- strømmer ut kald havkildebunn [1] utstrømmgrop-bunn; forekomst av krater) utstrømmingsgrop i ferskvannssystemer er ensidig knyttet til (forutsetter) forekomst av natursystem-hovedtypen ferskvannskildebunn kommentar: kan forekomme i stor tetthet og danne sammensatt landformenhet

IK–4 havbunnsskorstein landform på havbunnen bygd opp TO antall assosiert naturtype: natursystem-hovedtypen varm havkildebunn er ved utfelling og størking av varmt, ensidig knyttet til (forutsetter forekomst av) landformenheten tungmetallrikt materiale som havbunnsskorstein, men havbunnsskorstein utgjør med sin strømmer opp gjennom havbunnen karakteristiske ’skorsteinsform’ en særpreget landformenhet også etter fra jordas indre at vulkansk aktivitet har opphørt og naturtypen varm havkildebunn ikke lenger forekommer eksempel: Havbunnskorsteiner på Mohns rygg nordøst for Jan Mayen kommentar: ofte assosiert med kjemoautotrofe systemer

IK–5 glintrand brattkant som markerer avslutningen B assosierte naturtyper: forekomst av glintrand medfører ofte forekomst av på et skyvedekke bergvegg (stup); det er derfor en sterk relasjon med gruppen av grunntyper i bergvegg innenfor natursystem-hovedtypen nakent berg

IK–6 kalkrygg strukturbestemt åsrygg bygd opp av A7 assosierte naturtyper: sterk relasjon med natursystem-typene nakent berg kalkstein eller andre kalkrike, [3] kalkknaus og [10] kalkvegg og åpen grunnlendt naturmark i sedimentære bergarter lavlandet [5–6] grunnlendt kalkmark eksempel: Hole og Ringerike, mellom Steinsfjorden og Hønefoss kommentar: cuesta er en underenhet av kalkrygg; en asymmetrisk ås av lagdelt stein der den slake siden følger lagdelingen mens den bratte siden bryter på tvers av lagdelingen med stup og ur

IK–7 sprekkedal mindre daler og kløfter langs sprekker B kommentar 1: forekommer ofte som en kompleks sammensatt landform og svakhetssoner i fjellgrunnen uten tydelig avgrensning; registreres derfor som forekomst/fravær eksempel: lavlandet i (ytre) Østfold kommentar 2: sprekkedalslandskapets opprinnelse er drøftet i kapittel B3

IK-8 mudderdiapir uregelmessige hauger på havbunnen TO antall kommentar: kan forekomme i stor tetthet og danne sammensatt dannet på grunn av vertikal ustabilitet landformenhet i sedimentene


26

allikevel foldet. Fordi kalkstein er mer motstandsdyktig mot erosjon enn leirstein, står kalksteinen opp over slettelandskapet som karakteristiske landformer, kalkrygger (Fig. 13). Kalkrygger er vanligvis noen titalls

Fig. 11. Utstrømmingsgrop (IK–3). (a) Detaljert dybdekart (her et fremstilt som et terrengskyggekart) fra havbunnen utenfor Lofoten og Vesterålen. Utstrømmingsgroper fremstår som et mønster av runde forsenkninger til høyre på kartet. Til venstre ses tette mønstre av pløyespor (MR-4). Legg merke til at disse finnes på noe grunnere vann. Fra Thorsnes et al. (2009). (b) Liten utstrømmingsgrop i ferskvann, i form av kildeutspring på grunt vann (S f Vilbergtjern, Ullensaker, Akershus). Foto: Rune Halvorsen.

a

b

a

Fig. 12. Glintrand (IK–4). I forbindelse med kontinentkollisjonen under den kaledonske fjellkjedefoldingen ble bergarter skjøvet over eksisterende fjellgrunn mot øst. Rester av disse bergartene danner høyfjellsområder som Hårteigen, Hardangerjøkulen og Hallingskarvet der de hviler på yngre sedimentære bergarter som ligger over grunnfjellet (figur 5). Glintrand er en betegnelse på brattkanten som markerer enden på slike skyvedekker. Foto: Lars Erikstad.

meter høye, 100–500 meter breie og 1–10 km lange, men tilsvarende mindre former finnes også.

En cuesta er en spesiell form av kalkrygg; en ås som er bygget opp av svakt skråttstilte sedimentære lag og der formen på åsen følger lagkanten slakt på den ene siden av åsen og bryter bratt på tvers av lagene på den andre siden. Det finnes også cuesta som ikke består av kalkholdig stein, men andre lagdelte bergarter.

Sprekkedal (IK–7). Bergrunnen er normalt gjennomsatt av svakhetsoner, for eksempel forkastninger (Fig. 14). I slike svakhetsoner får erosjonen ekstra godt tak og mange steder med slike forhold har dypforvitring (se kapittel B3) trengt ekstra dypt ned. Senere har erosjon fra elv, hav og bre fjernet det dypforvitrede materialet. Resultatet er mer eller mindre dype og skarpe daler, tidvis kløfter og søkk, som krysser terrenget uavhengig av terrengformasjonene for øvrig, som i Norge for det meste er skapt av isens bevegelse og elvenes dreneringsretning. Sprekkedaler er middels store landformer av denne typen, typiske dimensjoner er dybde fra én til flere titalls meter

Fig. 13. Kalkrygg (IK–6), eksemplifisert ved ei øy (Langåra, Bærum, Akershus) i et øy- og sundlandskap i indre Oslofjord. Foto: Lars Erikstad.


27

og bredde ned til en svært trang kløft, mens lengden kan variere mye. Lokale navn på slike sprekkedaler er glove (Vestfold) og klove (Østfold). Mindre former med tilsvarende opprinnelseshistorie betegnes søkk, mens store former av denne typen faller inn under begrepene dal og fjord (for eksempel Sørfjorden i Hardanger). Områder med svært tett og velutviklet mønster av sprekkedaler

a

b

Fig. 14. En sprekkedal (IK–7) er en langstrakt og ofte svært rettlinjet dal eller kløft. Det kan være stor variasjon i størrelsen på sprekkedalene. (a) Sprekkedal markert som et rettlinjet sund (Skjelsbusundet, Hvaler, Østfold). På land er sprekkedaler av denne typen på land gjerne fylt med marin leire og oppdyrket. (b) Smal sprekkedal (kløft) som er dannet ved at en vulkansk bergartsgang som trengte inn i en eldre bergart seinere har forvitret bort (Skams Klove, Kråkerøy, Østfold). Foto: Lars Erikstad.

betegnes ofte sprekkedalslandskap.De fleste områder i Norge har et tett mønster av

sprekker og svakhetsoner i fjellgrunnen som fremtrer som et intrikat mønster av daler, kløfter, søkk og svake lineære forsenkninger i landskapet. En sprekkedal er en tydelig liten dal, ofte med flat bunn og klare kanter som ofte kan være bratte. Flere steder kan sprekkene ha former som smale kløfter med stup på begge sider og rasmateriale i bunnen. Et sprekkedalslandskap karakteriseres derfor ved stor variasjon mellom natursystemer over korte avstander.

Mudderdiapir (IK–8) er en uregelmessig haugformet landform på havbunnen. Den bli opp til 70 m høy. Diapirene er vanligvis strukturløse, og har en gradvis overgang til omliggende sedimenter. Vanlig størrelse på diapirene er noen hundre meter. Diapirene kan danne sammenhengende felt som strekker seg over flere kilometer. De dannes pga. vertikal ustabilitet i havbunnen. Dette kan være knyttet til at vannholdige sedimenter overleires av tyngre, vannfattige sedimenter, utrasninger, eller unormalt høy strøm av væsker fra dypere lag.

Utbredelse og forekomstVulkan. Det finnes ikke aktive vulkaner på det norske fastlandet i dag. Den eneste aktive vulkanen innenfor det området vsom dekkes av NiN er Beerenberg på Jan Mayen (2277 m o.h.; hever seg over 4000 m over havbunnen omkring). Beerenberg ligger på den midtantlantiske ryggen og er verdens nordligste aktive vulkan.

Muddervulkan. Den eneste kjente større muddervulkanen på norsk territorium med konsentrerte utslipp av metanhydrat, er Håkon Mosbys muddervulkan som finnes på havbunnen i Barentshavet (se beskrivelsen av natursystem-hovedtypen kald havkildebunn). Den er omkring 1 km brei. Utstrømmingsgroper forekommer i tilknytning til mindre oppkommer av gass og/eller vann, og finnes spredt på kontinentalsokkelen og i ferskvannssystemer (Brabrand et al. 2005).

Havbunnsvulkaner er knyttet til den atlantiske midthavsryggen. Det mest kjente områdfet i norske farvann er Mohns rygg nordvest for Jan Mayen.

Glintrand. Skyvedekker er vanlig langs hele fjellkjeden vår, og glintrand forekommer derfor mange steder. Typiske eksempler er kanten av Hallingskarvet (Hol, Buskerud) og ’gaissene’ i Finnmark. Stedvis finnes bare en rest av skyvedekket igjen som et platåfjell (det mest kjente eksemplet er Hårteigen på Hardangervidda).

Kalkrygg finnes først og fremst i Oslofeltet. I Grenland (Telemark) og i lavlandet vest for indre Oslofjord (Oslo og Bærum og Asker i Akershus) utgjør de et karaktertrekk i landskapet. På Ringerike (Buskerud) er foldingen av bergartene mindre skarp slik at kalkåsene har form av cuesta.

Sprekkedaler er kanskje mest typisk i lavlandet


28

omkring Oslofjorden. Ytre del av grunnfjellsområdene i Østfold brukes ofte som eksempel på et sprekkedalslandskap.

Mudderdiapirer er særlig kjent fra havbunnen på Vøringplatået (kontinentalskråningssletta utenfor Midt-Norge).

F2 Erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER)

Generell karakteristikkLandformgruppa erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER) omfatter sju landformenheter som er formet av elvers graving i underlaget. To landformenheter, gjel og jettegryte er resultatet av elvers graving i fast fjell. Ravine, erosjonskant og spylerenne er resultat av elvers graving i løsmasser, mens en V-dal kan være resultatet av graving i delvis løsmassefylt underlag. Jordpyramide er en svært særpreget erosjonsform betinget av overflateavrenning i bratt, hardpakket morene.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetErosjonsformer knyttet til rennende vann (ER) inngår i beskrivelsessystemene for hovedtyper på landskapsnivået, og er særlig viktige for hovedtypene fjord- og dallandskap og slettelandskap. Noen av landformenhetene i denne gruppa (gjel, V-dal, ravine) kan være store nok til å utgjøre egne arealenheter av ås- og fjelltopplandskap på landskapsnivået (for eksempel Jutulhogget i Alvdal, Hedmark). Oftere vil imidlertid disse landformene inngå i en større enhet på landskapsnivået, som viktig kilde til variasjon. De kan også utgjøre selvstendige arealenheter på landskapsdel-nivået; gjel og V-dal kan utgjøre skogsbekkekløft og ravine utgjøre en landskapsdel-hovedtype med samme navn som landformen. Forekomsten av landformene gjel og jettegryte er viktige kilder til variasjon innen landskapsdel-hovedtypen elveløp.

Erosjonskant, spylerenne, jettegryte og jordpyramide er karakteristiske, men mindre landformer; erosjonskant og jordpyramide er (oftest) knyttet til landskapsdel-hovedtypen ras- og skredområder og typisk assosiert med natursystem-hovedtypen åpen skredmark, grunntyper for sandskred, spylerenne inngår som en karakteristisk landform i natursystem-hovedtypen breforland og isavsmeltingsområde og jettegryte i natursystem-hovedtypen nakent berg. Disse landformenhetene kan derfor være aktuelle i beskrivelsessystemer både på landskapsdel- og natursystem-nivåene.

VariabeltypeVariabeltype: ST+SA (sammensatt variabel som består av 5 enkeltvariabler; 4 tetthets- og konsentrasjonsvariabler

og 1 trinndelt andelsvariabel).Variabelformel: 6TO+A7 (6 tetthetsvariabler hvis

mengde for fem tallfestes ved å måle total lengde av forekomster av den aktuelle landformenheten innenfor arealenheten og for en angis ved å telle opp antall landformenheter; én andelsvariabel for arealandel av spylerenne registrert med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de seks landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen ER er gitt i Tabell 5.

Gjel (ER–1). Elver har kraft til å grave (se NiN BD 6: Artikkel 14 og kapittel B2b). Elvas eroderende kraft er avhengig av vannhastigheten (bestemmes av elvas helning, dens gradient) og løsmassemengden som elven frakter med seg (fordi løsmassene ’sliper’ elvebunnen). Elver under og i tilknytning til breer har ofte mye større graveevne enn elvens vannføring skulle tilsi dersom vannet står under høyt trykk og/eller brevannet er svært rikt på leir- og siltmateriale. Elvenes erosjonskraft er i stor grad rettet nedover. Hvis berggrunnen omkring elva har stor motstand mot forvitring, vil ei elv med stor vannhastighet og stor vannføring etter lang tid kunne danne et gjel (en canyon) (Fig. 15). Som landformbegrep er canyon entydig knyttet til vannets gravende evne, mens det norske begrepet gjel i dagligtalen ofte brukes om andre bratte nedskjæringer i terrenget (for eksempel en sprekkedal). I NiN-sammenheng vil imidlertid begepet gjel bli brukt som synonym med canyon, som definert i Tabell 5

V-dal (ER–2). Når elver graver i undergrunn med en del løsmasser eller i fjellgrunn med svak eller varierende motstand mot erosjon, vil resultatet bli en V-dal (Fig. 16) heller enn et gjel (overganger mellom de to landformenhetene finnes). Hovedmekanismene bak dannelsen av en V-dal er at elva graver nedover i kombinasjon med forvitring i dalsidene. Forvitringsmaterialet transporteres ned dalsidene med tyngdekraften og føres ut av dalen med elva. Resultatet blir en mer eller mindre skarp V-formet dal.

Ravine (ER–3). En ravine er en liten, men skarpt avsatt V-dal utformet i løsmasse, fortrinnsvis finkornet løsmasse (Fig. 17). Raviner utformet i leire eller silt utgjør en egen landskapsdel-hovedtype, ravine (NiN BD 12). Mange ravineområder forekommer inn mot større brerandavsetninger (delta og randåser). Grunnvannstrømmen inne i disse avsetningene gir opphav til utspring av stabile (eustatiske) kilder i ravinesidene med jevn kildevannstilførsel både sommer og vinter. Raviner med slike kildehorosonter har helt spesielle miljøforhold som gjenspiles i artssammensetningen.

Erosjonskant (ER–4). Elver graver også sideveis, særlig


29

i yttersvinger (se NiN BD 6: Artikkel 14: B). Elver som renner gjennom store løsmasser med dominerende kornstørrelse som er finere enn elva ha evne til å erodere, vil fortsette å grave ut disse løsmassene slik at det oppstår en kant, erosjonskant, i overgangen mellom elveløp og

løsmasser (Fig. 18). Erosjonskanter langs elveløp kan bli flere titalls meter høye. Plassering og utforming av erosjonskanter viser hvor elva graver. Erosjonskanter er viktige kilder for materiale som transporteres med elva. Der graveprosessene er aktive, finner vi vegetasjonsløse

Tabell 5. Landformgruppa erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER): definisjoner av 7 landformenheter.


ER–1 gjel bratt nedskjæring (trang dal) i fast TO lengde i m assosierte naturtyper: gjel har sterk relasjon til landskapsdel-typer fjell forårsaket av elvers graving innenfor hovedtypen elveløp definert for elv i stryk og foss og fossestryk [samletrinn 3 og 4 langs den lokale basisøkoklinen helning (HE)] og til landskapsdel-hovedtypen skogsbekkekløft; gjel har også sterk relasjon til natursystem-hovedtypen nakent berg; et stort gjel kan utgjøre en arealenhet innenfor landskapshovedtypen fjord- og dallandskap eksempel: Helvete (Gausdal, Oppland), Jutulhogget (Alvdal, Hedmark) kommentar: oftest finnes gjel i forbindelse med isdirigert drenering eller i tilknytning til dreneringsmønstre fra siste istid (foran og under breen); gjelet kan være utav proporsjon i forhold til dagens elv eller elv kan mangle (både Helvete og Jutulhogget mangler elv i dag)

ER–2 V-dal dal med V-formet tverrprofil, ofte TO lengde i m assosiert naturtype: V-dal har sterk relasjon til landskapsdel-typer med bratt lengdeprofil, gravd ut i innenfor hovedtypen elveløp definert for elv i stryk og foss og fossestryk fast fjell og/eller løsmasser av elv [samletrinn 3 og 4 langs den lokale basisøkoklinen helning (HE)] og til landskapsdel-hovedtypen skogsbekkekløft; et stort gjel kan utgjøre en arealenhet innenfor landskapshovedtypen fjord- og dallandskap

ER–3 ravine liten, skarpt nedskåret V-dal, ofte TO lengde i m assosiert naturtype: det er eksakt korrespondanse mellom landformen med bratt lengdeprofil, gravd ut i ravine og landskapsdel-hovedtypen med samme navn; det er sterk finkornete løsmasser av elv relasjon mellom ravine og natursystem-typene åpen skredmark [1] leirskred og [4] leirskred-eng (raviner dannes ved gjentatte leirskred), og med kilder, det vil si natursystem-hovedtypene svak kilde og kildeskogsmark og sterk kaldkilde eksempel: raviner forekommer rikelig i leirslettelandskapet på Romerike (Akershus) og sør for Trondheimsfjorden (Sør-Trøndelag)

ER–4 erosjonskant bratt kant i løsmasser gravd ut av elv TO lengde i m assosiert naturtype: når natursystem-typene åpen skredmark [2] sandskred og [5] sandskred-eng forekommer i tilknytning til elveløp, er de gjerne knyttet til forekomst av en erosjonskant; erosjonskant er ensidig knyttet til landskapsdel-hovedtypen elveløp eksempel: Follas løp gjennom Folldal (Hedmark) kommentar: erosjonskanter med fortsatt aktiv erosjon er dynamiske, det vil si at det stadig går nye ras slik at kanten fortsetter å trekker seg tilbake fra elveløpet. Typen kan også forekomme knyttet til tidligere elveløp for eksempel store spylerenner eller ved gradvis nedskjæring av elveløp i løsmasser i dalbunner. Man kan da snakke om erosjonsterrassekant.

ER–5 spylerenne tørrrlagt elveløp etter isdirigert A7 assosiert naturtype: vanlig i natursystem-hovedtypen breforland og drenering eller i tilknytning til snøavsmeltingsområde dreneringsmønstre fra siste istid kommentar: ofte koblet til bredere spylefelt der utvasking av finmateriale fører til blokkrik overflate eller til barspylt bergoverflate; kan derfor opptre som kompleks sammensatt landform

ER–6 jettegryte sylinderformet, ofte vannfylt hull i TO antall assosiert naturtype: ikke-vannfylte åpne jettegryter har sterke relasjoner fast fjell, formet av virvlende elvevann til natursystem-hovedtypen nakent berg grunntyper for (berg)vegg og strandberg samt til livsmedium-hovedtypen grovere uorganiske substrater på land; vannfylte jettegryter har sterk relasjon til natursystem- hovedtypen eufotisk ferskvannshardbunn og til landskapsdel-hovedtypen elveløp eksempel: Helvete (Gausdal, Oppland) er en serie jettegryter som danner et gjel, utformet av en breelv som nå er tørrlagt kommentar: dannes ofte under bre av smeltevann under stort trykk. Når breen trekker seg tilbake gjenfinnes slike jettegryter ofte isolert fra dagens elvesystemer. Se P-former (EB-12).

ER–7 jordpyramide søyleformer i hardpakket, morene TO antall assosiert naturtype: landformenheten er ensidig knyttet til landskapsdel- hovedtypen ras- og skredområder, til natursystem-hovedtypen åpen skredmark [4] nakent sandskred og til livsmedium-hovedtypen finere uorganiske substrater på land eksempel: Kvitskriuprestin (Sel, Oppland) kommentar: for å regnes som en selvstendig landformenhet, må toppen av søylen rage minst 1 m over høyeste punkt ved søylens basis


30

erosjonskanter. Der graveprosessene ikke lenger er aktive eller der elven bare graver sjelden (for eksempel i forbindelse med særlig store flommer) kan skråningene være dekket med mer eller mindre veletablert og stabil vegetasjon. Denne variasjonen fanges opp av de to trinnene langs primærsuksesjonsøkoklinen [primær suksesjon i ur og skredmark (PS–C)], som ligger til grunn for inndeling av hovedtypen åpen skredmark i de to grunntypene sandskred og sandskred-eng.

Spylerenne (ER–5). Under istiden ble elvenes løp over isfri mark (slik som i dag) dirigert av terrengets form, mens breens helling styrte elvenes løp over bredekt land. Elver langs brekanten eller foran breer gravde ut vannløp som er synlige den dag i dag selv om det ikke går vann i dem (Fig. 19). Slike gamle bekke- og elveleier kalles for spylerenner. De kan ha to elvekanter slik som et vanlig elveleie eller, hvis brekanten utgjorde den ene elvekanten, ha bare én synlig elvekant i dag.

Jettegryte (ER–6). På steder der elva sliter på fast fjell med sirkelformete strømvirvler, vil det kunne eroderes dype, sylindriske hull i fjelloverflata. Slike hull, jettegryter, er kjent særlig fra elvestryk, men kan også finnes på steder

der det i dag ikke finnes vann (Fig. 20). Der er de formet av istidsbreelver. Brevann fører store sedimentmengder, og høyt trykk forsterker erosjonsprosessen. De største jettegrytene som er kjent fra Norge er alle formet av store breelver. En sterk vannstrøm kan forme jettegryter, fordi sirkelformete virvelmønstre har en tendes til å stabilisere seg når begynnelsen på en jettegryte er etablert. Vannets eroderende kraft kan forsterkes av at elva fører store mengder mineralmateriale (sand, grus og stein), som fungerer som skuringsmateriale mot bunnen og sidene i jettegryta. Breisen kan også mer direkte være med å utforme jettegryter ved å presse is ned i jettegrytene. Dette skjer særlig om vinteren, når brebevegelsen er mindre enn om sommeren. Isen skurer bunnen i gryta, og bidrar dermed til prosessen. Jettegryter av denne typen er nært beslektet med p-former[landformgruppa erosjonsformer knyttet til breer (EB)] og regnes ofte med til disse. De kan være utformet av smeltevann og/eller is under sterkt trykk, med eller uten medvirkning av mineralmateriale (se Sulebak 2007). Landformenheten jettegryte er plassert i landformgruppa erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER) fordi rennende vanns

Fig. 15. Gjel (ER–1). (a) Gjel i løse bergarter ved Tempelfjorden, Svalbard. (b) Smalt tilpassingsgjel i Stryn-vassdraget, Sogn og Fjordane. Foto: Lars Erikstad.

a b


31

eroderende virkning er den sentrale, eller i hvert fall en sterkt medvirkende, prosess ved dannelse av jettegryter. Jettegryter kan huse svært små vannforekomster eller andre natursystem-deler (torvforekomster eller liknende).

Jordpyramide (ER–7) er en søyleformet landform som kan forekomme i hardpakket, morene. Slike former kan utvikle seg under spesielle betingelser i hardpakket, morene med innslag av stein og blokker, som blir erodert av overflateavrenningsvann (Fig. 21). Jordpyramideer

er knyttet til natursystem-hovedtypen åpen skredmark, grunntyper for sandskred. Forutsetningene for utvikling av slike søyleformer, er at overflatevannet drenerer langs de samme banene hele tiden, slik at erosjonstrykket mellom vannbanene er lavt samt at det finnes steiner eller blokker i morenen som blir liggende som paraplyer som hindrer regnvannet å erodere løsmassene mellom vannbanene. Da kan lave pyramider over tid utvikle seg til høye, slanke søyleformete strukturer.

a

b

Fig. 16. V-dal (ER–2). (a) Bekkekløfter er ofte markerte V-daler som skjærer seg ned i glasialt utformede daler i den paleiske flaten. (b) I skarpe V-daler fyller elven gjerne hele den smale dalbunnen. Overgangen mellom V-dal og gjel er gradvis (Mistra, Øvre Rendal, Rendalen, Hedmark). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 17. Ravine (ER–3). (a) Beitet ravinelandskap ved Nesåa (Harran, Grong, Nord-Trøndelag). (b) I ravinedaler skjer det ofte rask erosjon, for eksempel der ravinen strekker seg inn mot breelvavsetninger av løst sand- og grusmateriale. Bildet viser rask tilbakeskridende erosjon inn i en slik deltaavsetning på Gardermo-sletta (Ullensaker, Akershus). (c) Raviner ligger ofte i viktige dyrkningsområder og er derfor svært utsatt for bakkeplanering og utfylling. Bildet er fra Østfold. Foto: Lars Erikstad.

a

b

c


32

Fig. 18. Erosjonskant (ER–4). (a) En svært høy erosjonskant kan utvikles der der elva graver i et mektig breelvdelta. Bildet viser Folla ved Grimsmoen (Folldal, Hedmark). (b) Detaljbilde fra erosjonskanten i (a), som viser variasjon i erosjonsaktivitet som gjenspeiler seg i veksling mellom natursystem-typene åpen skredmark [2] nakent sandskred og [5] sandskred-eng. (c) På steder langs overkanten av erosjonskanten i (a) der erosjonen er særlig sterk, blottlegges sand slik at flygesandyne (VP–1) forekommer. (d) De fleste erosjonskantene er mindre. Bildet viser et typisk eksempel fra Øvre Glomma (Røros, Sør-Trøndelag). Foto: Lars Erikstad (a,d), Rune Halvorsen (b,c).

da

b

c

Fig. 19. Spylerenne (ER–5). (a) Stor spylerenne i Folldal (Hedmark). (b) Spylerenner på hevede deltaavsetninger danner kompliserte mønstre av grunne, tørre elveløp. I skogsmark kan hver enkelt spylerenne være vanskelig å se. Bildet viser en spylerennekant på deltavsetningene ved Hauerseter (Ullensaker, Akershus). Foto: Lars Erikstad.

a

b


33

Utbredelse og forekomstGjel finnes spredt over hele landet og i mange størrelser, fra store gjennombruddsdaler (dalen Altaelva renner gjennom på vei fra Finnmarksvidda til utløpet i Altafjorden kan karakteriseres som et gjel) til ganske små kløfter med små elver (bekker) i bunnen (noen få meter brede og noen få meter dype). Særlig hyppig forekommer gjel der elvene passerer brekkpunkter i dalprofilen, for eksempel i forbindelse med dalklyper, dalender og hengende daler [landformenheter i landformgruppa erosjonsformer knyttet til breer (EB)].

Jutulhogget (Alvdal, Hedmark) er kanskje det mest kjente gjelet i Norge. Jutulhogget ble dannet ved tapping av en stor bredemt sjø mot slutten av siste istid. Jutulhogget er et eksempel på at elveskapte former ikke nødvendigvis behøver å føre vann i dag (http://www1.nrk.no/nett-tv/natur/spill/verdi/75689). Elven som dannet Jutulhogget førte vann bare en kort tid. Forholdet mellom innlandsis og vann endret seg raskt og gjentatte ganger under isavsmeltingen.

V-dal. I størrelse varierer V-daler fra små bekkedaler til daler som er så store at de utgjør egne arealenheter på landskapsnivået. Store V-daler er imidlertid ikke så vanlige i Norge som i mange land lenger sør, fordi storformene i det norske landskapet er sterkt preget av gjentatte nedisinger og breerosjon (B2c). I Norge er hoveddalene gravd ut av innlandsisen. De har stor dybde i forhold til terrenget omkring. Stor fallhøyde fra dalkant til dalbunn gir sideelvene stor erosjonskraft. Typisk for Norge er derfor at V-daler finnes innskåret i

a

b

c

Fig. 20. Jettegryte (ER–6) dannes ofte under breer, og jettegryter fra siste istid kan i dag finnes langt unna nåtidens elvesystemer. (a) Stor jettegryte som nylig ble avdekket i forbindelse med veiarbeid ved Hjørundfjord (Ørsta, Møre og Romsdal). (b) Liten jettegryte i elveløp. Det er typisk at det ligger en avrundet stein nede i slike jettegryter. Slike steiner bidrar til å øke vannets erosjonskraft. (c) Grunne jettegryter ved Nigardsbreen (Jostedalen, Luster, Sogn og Fjordane). Det er et klart slektsskap mellom jettegryte og landformenheten P-form (EB–10). Foto: Gunnar Wangen (a), Lars Erikstad (b, c).

Fig. 21. Jordpyramide (ER–7). Kvitskriuprestin i Sel, Oppland er de mest kjente og best utviklede jordpyramidene i landet. Foto: Lars Erikstad.


34

hoveddalsider, fra dalkanten (nær eller på fjellet) ned mot bunnen av hoveddalen. Norge er rikt på gjel og V-daler (tilpassingsgjel) med en slik plassering i landskapet.

Ravine. Raviner er vanligvis fra noen få til noen titalls meter dype. De kan danne store sammensatte landformsystemer, men finnes også som enkeltstående forekomster. Raviner finnes først og fremst i områder med tjukke avsetninger av marin leire, og er derfor en svært viktig og landskapskarakterdannende landform i leirområdene i Trøndelag og på Østlandet. Raviner finnes imidlertid også i områder med bresjøsedimenter, særlig nord i Østerdalen og Gudbrandsdalen, samt i dalfyllinger med morenemateriale i blanding med andre sedimenter. Et svært typisk eksempel på ravinepreget landskap finnes i Romerike landskapsvernområde, som grenser til Oslo lufthavn Gardermoen. Ravine som landform er utsatt for sterkt arealpress, først og fremst ved bakkeplanering. Store deler av de typiske leirravinelandskapene på Østlandet og i Trøndelag har fått sin karakter endret på grunn av dette. Flere ravineområder er derfor vernet eller foreslått vernet.

Erosjonskant. Vanlig særlig langs elveløp der elva eroderer i løsmasser. Et eksempel er Follas løp gjennom sanddominerte avsetninger i Folldal (Hedmark), der erosjonskantene er opptil 50 m høye.

Utgraving av elvekantene oppfattes ofte som en trussel mot bosetting, industri, oppdyrka mark og annen arealutnyttelse langs elva. Elvekanter er derfor forbygget mange steder.

Spylerenne er også en vanlig landform gjerne knyttet til gamle delta og i dalsider i innlandet i forbindelse med isdirigert drenering. Eksempler på velutviklete spylerenner finnes i fjellsidene i Atndalen (Folldal og Stor-Elvdal. Hedmark). Disse ble utformet av elver og bekker som fulgte iskanten mot nord. Etter hvert som breen trakk seg tilbake, ble det stadig dannet nye spylerenner som i dag danner store systemer og preger hele vestsiden av dalen (inn mot Rondane).

Jettegryte. Jettegryter formet under isavsmeltingen etter siste istid forekommer ofte i serier og kan danne en sammensatt landform som også tilfredsstiller definisjonen av gjel. Det er en glidene overgang mellom et gjel dannet av elv eller breelv og slike serier med jettegryter. Et kjent eksempel er Helvete (Gausdal, Oppland) hvor jettegrytene 10–15 m dype og 5–15 m i diameter. Serien av jettegryter danner et gjel som viser retningen på breelven som formet landoverflata. De fleste jettegryter er imidlertid små, med diameter og dybde under 1 m.

Jordpyramide er et sjeldent fenomen, som i Nord-Europa bare forekommer i Norge (nærmeste forekomster er i Alpene). Den mest kjente norske jordpyramideforekomsten, er de fredete Kvitskriuprestin i Sel (Oppland); høye, kvite sandsøyler i øvre del av ei åpen sandskredmark. Antallet ’prester’ (kvite, høye sandsøyler med en stein eller blokk på toppen) er 8–15, avhengig av hvilken nedre størrelsesgrense som blir definert. De

høyeste ’prestene’ er 6 m høye og anslått alder er 200 år (http://no.wikipedia.org/wiki/Kvitskriuprestinn). Forekomsten av ’prester’ er dynamisk; de nederste (og største) faller over ende når de blir tilstrekkelig store og/eller de blir erodert rundt basis, mens nye er under utvikling lenger oppe i skredmarka. Det finnes også en stor forekomst av sandpyramider i ravinedalene nord for Kamfoss i Skåbu (Nord-Fron, Oppland). Mindre forekomster av sandpyramider finnes også andre steder i Nord-Gudbrandsdal.

F3 Avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR)

Generell karakteristikkLandformgruppa avrenningsformer knyttet til rennende vann (AR) omfatter seks landformenheter formet av elver ved avsetning av elvetransportert materiale i eller langs elveløpet (elveslette, elvevifte, elvebanke, levé) eller der ei elv renner ut i innsjø eller havet (delta, leirslette). Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetAvsetningsformer knyttet til rennende vann (AR) inngår i beskrivelsessystemene for hovedtyper på landskapsnivået, og er særlig viktige for hovedtypene fjord- og dallandskap og slettelandskap. Landformen delta omfatter både aktive og inaktive deltaområder; aktive deltaområder tilsvarer landskapsdel-hovedtypen delta. Alle landformer i denne landformgruppa er knyttet til (og bør inngå i beskrivelsessystemet for) landskapsdel-hovedtypen elveløp (kanskje registrert som binær variabel).

VariabeltypeVariabeltype: SA+SB (sammensatt variabel som består av 6 enkeltvariabler; 5 trinndelte andelsvariabler og 1 binær enkeltvariabel).

Variabelformel: 5A7+B (5 andelsvariabler for arealandeler av gitte landformenheter registrert med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er; og en binær variabel, det vil si registrering av forekomst/fravær).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de seks landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen AR er gitt i Tabell 6.

Delta (AR–1). Når elv møter stillestående vann reduseres brått vannhastigheten, elva mister evnen til å transportere mineralmateriale, og det materialet som er suspendert i elvevannet blir avsatt på bunnen. Over lang tid vil avsetningene bygge utover i innsjøen, fjorden eller liknende og danne et delta (Fig. 22).


35

Fortsatt materialtilførsel fører til at deltaoverflaten når sjøens vannivå som et skrånende sedimentlag ut i sjøen. Deltaoverflaten blir da en forlengelse av landmassen, som elva vil krysse på samme vis som den krysser en vanlig elv på land (NiN BD 12). Et slikt aktivt delta vil delvis høre til landsystemene (natursystem-hovedtypegruppe fastmarkssystemer), delvis til ferskvannsystemer. Deltaet vil overlappe med flere landskapsdel-hovedtyper; elveløp og/eller innsjø, fjæresone-sjø eller fjord.

Under avsmeltingen etter siste istid var elvene store og transporterte mye materiale. Mange og store deltaer ble dannet, for eksempel der breelvene munnet ut i store bredemte innsjøer. På grunn av landhevningen ligger disse deltaene nå (oftest) mye høyere enn dagens havnivå. Slike inaktive (’fossile’) deltaavsetninger er i dag viktige sand- og grusressurser, og er derfor ofte utnyttet til sandtak eller grustak.

Der det gikk store elveløp mot slutten av siste istid og fremdeles går store elveløp, finnes ofte deltaavsetninger i flere nivåer som reflekterer landhevningen. Den første deltaavsetningen ble etter en viss tid gjennomskåret av elva, nye deltaavsetninger ble dannet på et lavere nivå og slik har avsetningsdynamikken fortsatt fram til i dag.

Resultatet er en rekke terrasser på ulike nivåer, de eldste øverst. Slike terrasser og terrasselandskap finnes langs hele norskekysten og også i innlandet på steder der det var bredemte sjøer.

Typiske elveløpsformer [landformgruppe elveløpsformer (EL)] på elveløp som krysser aktive deltaavsetninger, er meander, kroksjøer og forgrenete elveløp. Våtmarksområder er vanlig i deltaer, ofte oppstått ved gjenfylling av innsjøer [landformenheten gjenvoksningsmyr i landformgruppa torvmarksformer (TO)]. Våtmarkene er viktige lokaliteter for mange organismer, ikke minst for trekkende fugl, og mange av de viktigste vårmarksområdene i Norge er knyttet til deltaavsetninger. Deltaområder er ofte under sterkt arealpress fra jordbruk, bebyggelse, industri og transport og har derfor betydelig forvaltningsfokus (http://www.dirnat/content.ap?thisId=500011967#Elvedata).

Leirslette (AR–2). Elver som renner ut i havet avsetter det meste av materialet de transporterer ganske nær elvemunningen, det groveste materialet innerst og finere materiale langs en gradient utover i innsjøen slik at det fineste materialet avsettes ytterst. Det aller fineste materialet, leiren, avsettes i stille vann utenfor

Tabell 6. Landformgruppa avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR): definisjoner av 6 landformenheter.


AR–1 delta avsetning av elvetransportert materiale B assosiert naturtype: aktive deltaer utgjør landskapsdel-hovedtypen delta omkring elvas munning i stillestående eksempel: Glommas delta i nordre Øyeren vann kommentar: landformen delta omfatter både aktive deltaer (det vil si der avsetning av elvetransportert materiale pågår i dag) og hevete deltaer (der de fluviale prosessene for lengst har stoppet opp)

AR–2 leirslette avsetning av elvetransportert leir- og A7 assosiert naturtype: det er sterk relasjon mellom landformenheten silt-materiale i grunne havbukter leirslette og landskapsdel-hovedtypen ravine, og mellom leirslette og utenfor utløpet av istidselver, seinere landskapstypen slettelandskap [4] lavlandsslette hevet på tørt land gjennom landheving eksempel: Romerikssletta sør for Oslo lufthavn Gardermoen

AR–3 elveslette flat slette langs elveløp, dannet ved A7 assosiert naturtype: sterk relasjon med natursystem-hovedtypene avsetning av sand og grus ved forgreinete flomskogsmark og åpen flomfastmark (som ofte danner mosaikk) elveløp og/eller sideveis erosjon og eksempel: Fåbergstølsgrandane (Jostedal, Luster, Sogn og Fjordane) elveløpsforflytning (meandrering)

AR–4 elvevifte skrånende avsetning av elvetransportert A7 assosiert naturtype: sterk relasjon til landskapsdel-hovedtypen delta og materiale der elv i stryk møter flatere natursystem-hovedtypene flomskogsmark og åpen flomfastmark (som land ofte danner mosaikk) eksempel: Særlig tydelige og store vifter finnes foran sidedalene i Adventdalen og Reindalen på Svalbard.

AR–5 elvebanke temporær (skiftende) avsetning av elve- A7 assosiert naturtype: elvebanke er ensidig knyttet til landskapsdel- transportert sand, grus og stein i elveløp hovedtypene elveløp og delta; den delen av elvebanken som tilhører landsystemene har sterk relasjon til natursystem-hovedtypen åpen flomfastmark, grunntypene [2] åpen sand-sedimentasjonsflommark og/eller [4] åpen steinflommark, den delen som tilhører ferskvannssystemene har sterk relasjon til natursystem-hovedtypen eufotisk ferskvannshardbunn, grunntyper dominert av grov grus og stein, og til eufotisk ferskvannsbløtbunn, grunntyper dominert av sand kommentar: danner sammensatt landform

AR–6 levé liten rygg av grus og/eller stein langs A7 assosiert naturtype: det er sterk relasjon mellom levé og landskapsdel- elveløp hovedtypen elveløp (men levéer kan også finnes ovenfor dagens flomsone) og delta; og til natursystem-hovedtypene åpen flomfastmark og flomskogsmark kommentar: danner sammensatt landform


36

deltaområdet. Under istiden ble enorme mengder leire og fin silt brakt med breelvene og avsatt i fjorder og grunne havbukter. Landhevingen har ført til at store arealer med gammel havbunn dekket av istidsleire nå ligger på land og framtrer som et landskapet med slettekarakter der overflaten følger den gamle havbunnsletten (Fig. 23). Dette er landformen leirslette. Typisk for leirsletter er at de etter istiden er erodert av elver og bekker, slik at den gamle havbunnsoverflaten nå er gjennomskåret av erosjonsformer knyttet til rennende vann (AR), mest typisk ravine. Leiren er rik på mineralnæringsstoffer

og leirslettene gir grunnlag for høy planteproduksjon. Noen av de rikeste landbruksbygdene i Norge ligger på slike leirsletter. Selv om leirslettene er formet ved avsetning i sjøen (marine leirer), er det avsatte materialet elvetransportert og landformen så nært knyttet til elvas erosjons-, transport- og avsetningssystem at den mest naturlig inngår i landformgruppa avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR).

Elveslette (AR–3). Smale fjordsjøer kan til slutt bli helt fylt opp av sedimenter. Da dannes en såkalt sandur (begrep fra islandsk), og innsjøen blir ei elveslette. En elveslette kan også dannes når dalbunnen har svært liten helling (grunntyper av roligflytende elveløp innenfor landskapsdel-hovedtypen elveløp) slik at elva starter å meandrere (Fig. 24). Meandrering betyr dannelse av sidelengse buktninger av elveløpet. Disse oppstår ved at elva graver i yttersvingene og legger igjen materiale i innersvingene (se NiN BD 6: Artikkel 14: B). På denne måten jevnes dalbunnen ut og det oppstår en flat elveslette. I Norge kan det materialet som blir omfordelt i denne prosessen variere mellom gamle elveavsetninger,

a

b

c

Fig. 22. Delta (AR–1). (a) Bilde som viser et nedtappet kraftmagasin i Saudafjellene (Sauda, Rogaland) der det er blottlagt et delta. Dette deltaet minner om deltavsetninger som kan finnes rundt om i landet, og som på grunn av landheving kan være hevet opp fra havnivået der de ble dannet, eller som ble dannet i bredemte sjøer som nå er borte. (b) Delta ved innløpet av Gjende (Vågå og Lom, Oppland). (c) Delta ved innløpet av Langvatnet (Rana, Nordland). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 23. Leirslette (AR–2). Romerikssletta i Akershus er en av de største leirslettene i Norge. Foto: Lars Erikstad.

Fig. 24. Elveslette (AR–3). Øverst i Grimsdalen (Dovre, Oppland), har elva Grimsa dannet en liten elveslette. Legg merke til elveløpsformene meander (EL–2) og kroksjø (EL–3). Foto: Lars Erikstad.


37

breelvavsetninger og havavsetninger. I dag finnes få intakte aktive elvesletter av en viss størrelse igjen i befolkede daler fordi arealpresset mot elvesletter er det samme som mot deltaer. Elveforbygninger er vanlige, og elvesletter er ofte bygd ut til jordbruks-, transport- og industriformål. Elveslettedannelse kan fremdeles studeres lokalt, men mange av de mest typiske gjenværende eksemplene er knyttet til mindre elver.

Elvevifte (AR–4). I et knekkpunkt mellom et bratt og et slakere elveløp mister elva raskt mye av sin transportevne. Elvens løp blir ustabil på grunn av at materiale hele tiden avsettes, og det er vanlig at elveløpet hele tiden skifter løp. Avsetningsprosessen i prinsippet den samme som forårsaker dannelse av et delta; gradert avsetning av grovt materiale nærmest knekkpunktet og gradvis finere materiale lenger fra knekkpunktet. Resultatet er avsetningslandformen elvevifte. Ei elvevifte kan være bratt eller slak avhengig av elvens størrelse og terrengets beskaffenhet (Fig. 25). Elvevifter i tilknytning til store elver med stor materialtransport er ofte mer eller mindre vegetasjonsfrie fordi stadig skiftende elveløp fører til konstant og høy grad av forstyrrelse. En del elvevifter er større enn dagens elv skulle tilsi, og deres perifere deler dekket av stabil vegetasjon (for eksempel flomskogsmark). I slike tilfeller kan selve elveviften være resultatet av en større vannføring ved slutten av siste istid. I elvevifter nær bebygde områder er ofte elveløpet inn mot viften og over viften forbygget for å unngå flom. Under sterke flomperioder er skadeflom på elveviftene ikke uvanlig.

Elvebanke (AR–5). Strømforholdene i elver varierer kontinuerlig, både i rommet og over tid. Denne variasjonen i transportkapasitet innenfor et elveløp medfører at materiale avsettes som elvebanker eller elveøyrer av sand, grus og stein (NiN BD 6: Artikkel 14: B). Elvebanker (Fig. 26) kan ligge midt ute i elva eller langs kanten av elva. Blir flommen, strømstyrken og dermed elvas transportkapasitet, stor nok, vil elvebankene eroderes og materialet flyttes nedstrøms. Elvebankene er derfor ikke stabile, men har en tendens til hele tiden å skifte form og plassering. Der elva er mindre aktiv, i øvre del av flomsonen eller etter vassdragsregulering, vil tendensen til gjengroing med flerårig vegetasjon øke [dette kommer til uttrykk som variasjon langs den lokale basisøkoklinen vannforårsaket forstyrrelse: vannforårsaket forstyrrelse i flomfastmark (VF–A)]. Denne variasjonen i flomutsatthet er også hovedårsak til fordelingen av natursystem-hovedtypene åpen flomfastmark og flomskogsmark i flommarka langs elver.

Levé (AR–6). Mange steder i elveløp dannes lave rygger av sand, grus og finere materiale langs elvebredden. Slike levéer dannes når elven flommer over og det groveste materialet avsettes nærmest elvebredden (Fig. 27). På elvesletter som er dannet av meandrerende elveløp markerer levéene de gamle elveløpene. Vekslingen i kornstørrelse mellom grovere materiale i levéene og finere materiale mellom dem fører til en variasjon i markfuktighet som gjenspeiler seg i en mosaikk på natursystem-nivået [økoklinen vannmetning: vannmetning av marka (VM–A)] inngår i beskrivelsessystemet for åpen flomfastmark som ’annen lokal basisøkoklin som kilde til variasjon’. Levéer er synlige selv på fulldyrket mark, der de også forårsaker variasjon i fuktighetsforholdene i marka.

a

b

c

Fig. 25. Elvevifte (AR–4). (A) Elvevifte i Adventdalen, Svalbard. Legg merke til forgreinet elveløp (EL–1), både på vifta og i hovedelva der den forgreinete elveløpsformen er i ferd med å danne en elveslette (AR–3). (b) Flomsituasjoner er viktige for dannelsen av elvevifter. Alt det ferske (lyse) grus- og steinmaterialet i bildet (tatt ved Suphella i Fjærland, Sogndal, Sogn og Fjordane) ble avsatt i løpet av noen timer i forbindelse med flom fra et morenedemt vann [demt opp av en iskjernemorene (AB–2)]. (c) Elvevifter er ofte bebygd eller dyrket opp. Bildet viser Vågåmo (Vågå, Oppland) som ligger på elva Finnas elvevifte ut i Ottadalen.Foto: Lars Erikstad.


38

Utbredelse og forekomstDelta. Aktiv deltadannelse finner sted over hele NiN-området, både i tilknytning til ferskvanns- og saltvannsforekomster. Deltaer finnes i alle størrelser. Liksom elveslette, elvevifte og i prinsippet også leirslette kan deltaer være så små at de ikke fanges opp av kravet til minstestørrelse for arealenhet på landskapsdel-nivået i NiN (1 ha), mens de største norske deltaene er flere km2 store. Hevete deltaer og deltaer dannet i bredemte sjøer, begge dannet mot slutten av istiden, er vanlig langs hele kysten og i innlandet.

Som eksempler på store deltaområder kan nevnes:

Tana sitt store deltaområde i Tanafjorden (Tana, •Finnmark)Glomma sitt deltaer ved munningen i innsjøen •Øyeren ved Lillestrøm (Skedsmo, Akershus); et av Norges største innlandsdeltaerGrimsmoen i Folldal (Hedmark), er et stort •(ca. 10 km2), for det meste ikke lenger aktivt, deltaområde; mesteparten av avsetningene ble avsatt i forbindelse med de store bredemte innsjøene i Nord-Østerdalen og ligger i dag ligger på tørt land (dette er et av de største

delatområdene av denne typen i Norge)Nigardselva, som renner fra Nigardsbreen (en •brearm til Jostedalsbreen), danner et delta der den renner ut i Nigardsvannet; dette deltaet er bare 50–60 år gammelt og ligger innerst i Nigardsbreens breforland (i nabodalen, Stordalen, er en tidligere innsjø helt fylt igjen av bresedimenter og hele dalbunnen er dekket av en stor sandur, Fåbergstølsgrandane)

Leirslette finnes, liksom delta, elveslette og elvevifte, i alle størrelser. Romerikssletta sør for Oslo lufthavn Gardermoen er et typisk eksempel på ei stor leirslette. Når man står på leirsletta, er det lett å se den gamle havbunnen og det gamle havnivået klart avgrenset mot åsene omkring. Det meste av leirslettelandskapet er nå dyrket opp. Flere mindre, men karakteristiske, landformenheter er knyttet til leirslette, først og fremst leirskredgrop [landformgruppa landformer knyttet til massebevegelse på land (ML)] og ravine [landformgruppa erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER)]. Disse landformene er imidlertid mange steder mer eller mindre visket ut gjennom bakkeplanering.

Elveslette. Prosessene som danner elveslette er aktive

a

b

Fig. 26. Elvebanke (AR–5). (a) Fersk elvebanke (lys grus og stein) i Bøvre ved Gaupar (Bøverdalen, Lom; oppland). (b) Elvebanker er temporære dannelser som legges opp i én flom og som kan feies bort av den neste, sterkere flommen. Bildet viser elvebanker som nesten kvite flekker i Driva (Gravem, Sunndal, Møre og Romsdal). Foto: Rune Halvorsen.

Fig. 27. Erodert levé (AR–6) i roligflytende elv. I bratte flomløp som for eksempel på ei flomrasvifte (ML–4), vil materialet være mye grovere. Foto: Rune Halvorsen.


39

over hele NiN-området. Elvesletter finnes i alle størrelser. Liksom delta, elvevifte og i prinsippet også leirslette kan elvesletter være mindre enn minstestørrelsen for arealenhet på landskapsdel-nivået i NiN (1 ha), mens de største norske elveslettene er flere km2 store.

Fåbergstølsgrandane innerst i Jostedal (Luster, Sogn og Fjordane) er et svært typisk eksempel på en stor elveslette (sandurområde). Den finnes der Stordalen fra vest og Sprongdalen fra øst løper sammen og danner Jostedalen. Hele dalbunnen er flat og preget av forgrenede elveløp [landformenhet i landformgruppa elveløpsformer (EL)] som stadig flytter seg. Meandrerende elveløp [landformenhet i landformgruppa elveløpsformer (EL)] finnes langs de aller fleste elveløp i dette området.

Elvevifte. De fleste dalsidene i de store dalene på Spitsbergen er preget av store elvevifter. Intens frostforvitring og breers erosjon gjør at elvene fører mye løsmateriale som avsettes der elveprofilen raskt blir slakere. Elvevifter finnes også på det norske fastlandet. Flere bygder i Gudbrandsdalen er bygget på elvevifter der elven er sterkt forbygget. Flommen på Tretten i Gudbrandsdalen gjorde mye skade 2. juni 1995 da elva brøt gjennom elveforbygningene og gravde seg et nytt løp gjennom elvevifta (http://www1.nrk.no/nett-tv/klipp/189364).

Elvebanke er, liksom levé, en vanlig forekommende, gjerne relativt liten landform med lengde fra noen få meter til noen få hundre meter og bredder opp til noen titalls meter.

Levé er, liksom elvebanke, vanligvis en liten landform; bare noen få desimeter høy og rundt en meter bred, men som kan nå lengder på flere hundre meter.

F4 Elveløpsformer (EL)

Generell karakteristikkI Norge er selve elveløpet ofte ikke tydelig formet av elvas prosesser, men framstår som en svak forsenkning i utvasket morene eller over bart fjell. Slike elveløp med utydelig utforming blir ikke beskrevet som landformenheter i NiN. Mangelen på skyldes at landskapet er ungt og sterkt preget av glasiale prosesser og bergartsstrukturer. En mye mer detaljert inndeling er allikevel mulig, se f.eks. Rosgen 1996. Tre av landformenhetene i landformgruppa elveløpsformer (EL) beskriver selve elveløpets utforming gjennom løsmasser, først og fremst finkornete løsmasser, mens to beskriver karakteristiske elveløpsformer knyttet til underjordiske elver.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetElveløpsformer (EL) inngår i beskrivelsessystemene for hovedtyper på landskapsnivået, og er særlig viktige for

hovedtypene fjord- og dallandskap (landformenheten forgreinet elveløp) og slettelandskap (landformenhetene meander og kroksjø).

Landformenhetene forgreinet elveløp, meander, blind dal og underjordisk elveløp utgjør deler, eller egenskaper ved, arealheter på landskapsdel-nivå innenfor hovedtypen elveløp, og er derfor viktige kilder til landformvariasjon også på landskapsdel-nivået. Kroksjø utgjør en selvstendig landskapsdel-enhet av hovedtypen innsjø.

VariabeltypeVariabeltype: ST+SB (sammensatt variabel som består av 5 enkeltvariabler; 4 tetthets- og konsentrasjonsvariabler og 1 binær enkeltvariabel).

Variabelformel: 4TO+B (4 tetthetsvariabler som tallfestes som antall slyng på et meandrerende elveløp eller antall avsnørte kroksjøer; og en binær variabel, det vil si registrering av forekomst/fravær av foregreinete elveløp).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de fem landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen EL er gitt i Tabell 7.

Forgreinet elveløp (EL–1). I geomorfologisk sammenheng brukes begrepet vanligvis om elveløpsformer som er resultatet av roligflytende elvers graving i løsmasser (Fig. 25a, 28). Elveløpsforgreininger og parallelle elveløp finnes imidlertid også i elveløp over fast fjell, men disse omfattes ikke av landformenheten forgreinet elveløp. Mest typisk og velutviklet finner vi forgreinet elveløp i tilknytning til elveslette og elvevifte, to landformenheter innenfor landformgruppa avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR). Forgreinet elveløp oppstår på grunn av romlig og temporær variasjon i vannhastigheten og dermed variasjon i elvas transportevne, både i elva lengderetning og tverrprofil. Dette fører til oppbygging av (temporære) levéer langs elveløpet og av elvebanker [levé og elvebanke er også landformenheter i landformgruppa avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR)] i elveløpet, særlig i knekkpunkter. Det fører til at elva, særlig i løpet av flomperioder, vil kunne ta nye løp og over tid bygge mer eller mindre stabile løp ved siden av hverandre. I svært aktive elver foregår disse skiftene ofte. Dette hindrer utvikling av en stabil vegetasjon på levéer og elvebanker, som forblir åpen flomfastmark. I mindre aktive elver vil fastmarka mellom elveløpene fort gro igjen med flomskogsmark (eventuelt skog av lave trær), som vedvarer til en eventuell storflom forårsaker så sterk forstyrrelse at materialet flyttes og skogsmarka igjen blir åpen mark (eller ny elvebunn). Det er altså en nær sammenheng mellom landformenhetene levé, elvebanke og forgrenet elveløp.

Meander (EL–2). En svært roligflytende elv som går gjennom løsmasser vil grave i yttersvingene og avsette materiale i innersvingene (prosessen er utførlig forklart


40

i NiN BD 6: Artikkel 14: B). Over tid fører dette gravemønsteret til at elva får en buktende form (Fig. 24, 29); den meandrerer. Et slyng på det buktende elveløpet utgjør en meander.

Kroksjø (EL–3). Hver meander vil, så lenge elva fortsatt aktivt graver i yttersvingene, fortsette å utvide seg. Samtidig vil landskillet mellom nabomeandere gradvis bli tynnere og tynnere inntil elva bryter igjennom og elva får nytt, rett, hovedløp. Sideløpet i den avsnørte meanderen vil føre langt mindre vann, med mye lavere vannhastighet, og over tid vil slike sideløp fullstendig avsnøres fra hovedløpet på grunn av sedimentasjon av materiale i inn- og/eller utløp. Det er dannet en avsnørt kroksjø (Fig. 24). Store roligflytende elver som renner gjennom fine løsmasser vil stadig forme nye generasjoner av meandere og avsnørte kroksjøer. Kroksjøene er ikke stabile; de grunne innsjøene vil oftest over tid gro igjen og fylles med torvmark, for eksempel flommyr (natursystem-hovedtypen flommyr, myrkant og myrskogsmark).

Blind dal (EL–4) og underjordisk elveløp (EL–5). En elv som renner gjennom et kalksteinsområde kan fort ta veien ned under bakken gjennom ulike grottesystemer (Fig. 30). En elvedal vil i slike tilfeller ende blindt og derfor

Tabell 7. Landformgruppa elveløpsformer (EL): definisjoner av 5 landformenheter.


EL–1 forgreinet elveløp uregelmessige nettverk av parallelle B assosiert naturtype: elveløpsformen forgreinet elveløp er eller divergerende elveløp som deler landformuttrykket for deler av variasjonen innenfor landskapsdel-typen seg og samler seg elveløp, og har også en sterk relasjon til landskapsdel-hovedtypen delta eksempel: vanlig i større elver på Spitsbergen kommentar: omfatter elveløp med roligflytende elv (lite fall) gjennom middels grove (mellomfaste) og faste løsmasser (sand, grus og stein)

EL–2 meander buktende elveløp gjennom finkornete TO antall slyng assosiert naturtype: elveløpsformen meander er landformuttrykket for løsmasser deler av variasjonen innenfor landskapsdel-typene elveløp og delta; det er sterk relasjon mellom meander og landskapsdel-typen våtmarksmassiv [5] flommyr og med natursystemtypen eufotisk ferskvannsbløtbunn [1] løs ferskvannsbunn og mellom meander og landskapstypen slettelandskap [4] lavlandsslette eksempel: Storelvas nedre løp før utløpet i Tyrifjorden (Ringerike, Buskerud) kommentar: omfatter elveløp med roligflytende elv, gjennom finkornete løsmasser (leire, silt og sand)

EL–3 kroksjø avsnørt meanderbue med eller uten TO antall assosiert naturtype: elveløpsformen kroksjø er landformuttrykket for kontakt med hovedelva deler av variasjonen innenfor landskapsdel-typene innsjø og delta; det er sterk relasjon mellom kroksjø og landskapsdel-typen våtmarksmassiv [5] flommyr og landskapstypen slettelandskap [4] lavlandsslette eksempel: Strandsjøen (Hof, Åsnes, Hedmark) kommentar 1: gror etter hvert igjen, for eksempel til torvmark kommentar 2: antall refererer seg til antall kroksjøer som tilfredsstiller minstestørrelseskravet til arealenhet på landskapsdel-nivået (1 ha)

EL–4 blind dal liten elvedal som ender blindt ved at TO antall assosiert naturtype: landformenheten blind dal er ensidig knyttet til elva forsvinner i under-jordisk løp. landskapsdel-hovedtypen elveløp En dal som starter der elva igjen kommer eksempel: Se under EL-5, Glomdalsvatnet. til overflaten kalles en sekkedal. EL–5 underjordisk elveløp som for en strekning løper TO antall assosiert naturtype: underjordisk elveløp er ensidig knyttet til elveløp under jordoverflata, for ekempel i et landskapsdel-hovedtypen elveløp og til natursystem-typen grotte [2] grottesystem kalkgrotte eksempel: Utløpet av Glomdalsvatnet i Rana kommune, Nordland.

Fig. 28. Forgreinet elveløp (EL–1) ved utløpet av elva i Adventdalen, Svalbard (se også Fig. 25a). Foto: Lars Erikstad.

kalles en blind dal. Der den blinde dalen slutter, begynner et underjordisk elveløp.

Utbredelse og forekomstForgreinet elveløp. Svært mange av elvene i de store og vide dalene på Spitsbergen har aktiv massetransport og dynamiske forgreinete elveløp. Forgreinete elveløp finnes


41

også i elvevifter og på elvesletter på det norske fastlandet, for eksempel elvesletta Fåbergstølsgrandane (Jostedal, Luster, Sogn og Fjordane).

Meander og kroksjø forekommer oftest sammen fordi de egentlig utgjør stadier i en utvikling som er drevet av én og samme prosess. De finnes på elvesletter over hele landet, men er best utviklet (og hver enkelt landformenhet er størst) i vide daler med store elver. Eksempler er Leiras nedre løp før munningen i Øyeren (Skedsmo, Akershus), og Målselva gjennom Øverbygd (Målselv, Troms), Begge steder finnes meanderbuer og/eoller kroksjøer med en utstrekning på inntil 1 km.

Blind dal og underjordisk elveløp er uvanlige landformer i Norge. Størst konsentrasjon finner vi av dem i kalksteinsområdene på Helgeland og i Salten (Nordland). De er sdjelden særlig store.

Andre opplysninger om landformgruppaAvgrensning mot andre landformgrupper. Landformenhetene underjordisk elveløp og blind dal er i de aller fleste tilfeller betinget av kjemisk forvitring, og står således i en mellomstilling mellom landformgruppene elveløpsformer (EL) og kjemiske forvitringsformer (KJ). De er her inkludert i EL fordi de ikke med nødvendighet forutsetter kjemisk forvitring, og fordi det er naturlig

å samle alle landformer som beskriver den fysiske utformingen av elveløp i en landformgruppe.

F5 Erosjonsformer knyttet til breer (EB)

Generell karakteristikkBreer har stor eroderende kraft. Breerosjon er en av de desidert viktigste landformdannende prosesser i Norge; en hovedårsak til utformingen av dagens norske landskap med fjorder, daler, fjell og tinder. Landformgruppa erosjonsformer knyttet til breer (EB) omfatter 11 landformenheter som spenner fra de største, landskapsdannende daler og fjorder til skuringsstriper på breskurt berg.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetErosjonsformer knyttet til breer (ER) omfatter landformenheter som spenner over hele støerrelsesspekteret fra linjeformete spor etter isskuring (skuringsstriper, bruddformer og P-former) til landskapskarakteriserende landformer (U-dal, fjord-dal) som kan være store nok til å utgjøre en arealenhet av fjord- og dallandskap på landskapsnivået. Alle landformenhetene i denne gruppa, uansett romlig utstrekning, inngår i beskrivelsessystemet for arealenheter på landskapsnivået fordi de bidrar til å karakterisere et landskap. Foruten i landskapshovedtypen fjord- og dallandskap, er landformer i denne landformgruppa viktige for å karakterisere ås- og fjelltopplandskap, særlig gjelder dette for landformenhetene botn og tind som kjennetegner grunntypen høyfjellslandskap med stort relieff, men også mindre U-daler som kan inngå i ås- og fjelltopplandskap (diverse grunntyper). Marint basseng er viktig i beskrivelsessystemet for slettelandskap (grunntypen kontinentalsokkelslette).

a

b

Fig. 29. To eksempler på meandrerende elveløp [landformenheten meander (EL–2)]. (a) er fra Nesåa i Grong og (b) er fra Lierne (Nord-Trøndelag). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 30. Elv som forsvinner inn i kalkgrotte. Bildet viser tre landformenheter; elvedalen som ender blindt er en blind dal (EL–4), som ved inngangen til ei kalkgrotte (KJ–1) markerer begynnelsen på et underjordisk elveløp (EL–5). Lierne, Nord-Trøndelag. Foto: Lars Erikstad.


42

De av landformene i denne landformgruppa som har minst utstrekning (rundsva, P-form, skuringsstriper og bruddformer) er aktuelle for beskrivelsessystemet på natursystem-nivå; innenfor hovedtypene strandberg og nakent berg).

VariabeltypeVariabeltype: ST+SA+SB (sammensatt variabel som består av 11 enkeltvariabler; 7 tetthets- og konsentrasjonsvariabler, 2 trinndelte andelsvariabler og 2 binære enkeltvariabler).

Variabelformel: 6TO+TL+2A7+2B [7 tetthetsvariabler der antall landformenheter av gitt type innenfor arealenheten telles opp (én av disse angis på logaritmisk skala); to andelsvariabler for arealandel med forekomst av små lineære eller punktformete landformenheter med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er; og to binære variabler, det vil si registrering av forekomst/fravær).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 11 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen EB er gitt i Tabell 8.

U-dal (EB–1). Breer har stor eroderende kraft (se B2c), og erosjonskraften øker sterkt når breens dybde øker. Det fører til at glasialt utformete daler ofte får en U-form med (svært) bratte dalsider og flat dalbunn. U-dal finnes i alle størrelser (Fig. 31) og i mer eller mindre utpregete utforminger (mindre utpregete utforminger har slakere dalsider, overganger mot V-formet profil eller liknende). De mest typiske U-dalene finnes langs vestsiden av fjellkjeden, fra indre Vestlandet og innenfor kysten nord til Vest-Finnmark. I disse områdene har breerosjonen vært særlig sterk. På Østlandet, i Trøndelag og i Øst-Finnmark finner vi også U-daler, men disse er oftest mye grunnere og har slakere dalsider. De fleste nåværende U-daler har vært elvedaler (for eksempel V-daler) som seinere har blitt gravd videre ut av breer med stor erosjonskraft. I noen tilfeller følger dalen svakhetssoner i terrenget, for eksempel forkastninger. Slike daler kan være svært dype, ha en retning som avviker fra retningen både på istidselver og nåtidens elver, og fra breenes hellingsretning under siste istid. Selve utformingen av U-daler kan altså variere mye. Andre kilder til variasjon innen landformenheten U-dal er bergrunnens hardhet og struktur, og utformingen av landoverflata (dalformen) i forhold til dominerende bevegelsesretning på isen.

Fjord-dal (EB–2). Breer har evne til å grave under erosjonsbasis, det vil si dypere enn elver kan grave (se B2b). For eksempel kan breer grave under havnivå. En fjord-dal er i prinsippet en U-dal som er fylt av vann (Fig. 32), enten en ferskvannsforekomst (landskapsdel-

hovedtypen innsjø) eller havvann Fjord-daler er oftest svært dype (http://www1.nrk.no/nett-tv/natur(spill/verdi/62999). Fjord-daler som er fylt av havvann tilhører landskapsdel-hovedtypen fjord dersom det finnes en markert terskel mot havet utenfor. Terskelen dannes fordi breen har størst erosjonskraft der den er dyp, mens erosjonskraften avtar utover mot ytterkanten av breen der istykkelsen gradvis avtar mot null. Ordet fjord er opprinnelig norsk, men brukes nå internasjonalt for å

a

b

Fig. 31. U-dal (EB–1) spenner over betydelig variasjon i dalens dybde og bredde. (a) Den dype og smale U-dalen er vanlig på Vestlandet. På bildet er den eksemplifisert ved Nærøydalen (Nærøy, Aurland, Sogn og Fjordane). (b) Reindalen på Svalbard er en svært vid U-dal der den uvanlig flate dalbunnen er styrt av flattliggende bergartslag. Foto: Lars Erikstad.


43

Tabell 8. Landformgruppa erosjonsformer knyttet til breer (EB): definisjoner av 11 landformenheter.

Kode Begrep Definisjon Variabel Enhet Kommentar -type

EB–1 U-dal dal med U-formet tverrprofil, formet B assosiert naturtype: det er en sterk relasjon mellom landformen U-dal og av breerosjon, ikke fylt av innsjø med landskaps-hovedtypen fjord- og dallandskap stort vannflateareal eller havvann eksempel: Gudbrandsdalen kommentar: de fleste norske daler er (hovedsakelig) U-daler; overgangsformer til, og kombinasjonsformer med, andre erosjonsformer er vanlig

EB–2 fjorddal U-dal som for en stor del er fylt av B assosiert naturtype: det er en sterk relasjon mellom landformen innsjø med stort vannflateareal eller fjorddal og landskaps-hovedtypen fjord- og dallandskap; alle grunntyper havvann bortsett fra marint dallandskap kan inneholde fjorddal; det er også sterk relasjon mellom landformenheten fjorddal og landskapsdel-hovedtypene innsjø og fjord eksempel: Hallingdal (med Strandafjorden og Krøderen) kommentar: landformenheten fjorddal er uavhengig av om vannet som fyller den er ferskvann eller saltvann

EB–3 hengende dal U-dal som munner ut i større dal som TO antall assosiert naturtype: det er en sterk relasjon mellom landformen hengende er vesentlig dypere nedskåret slik at dal og landskaps-hovedtypen fjord- og dallandskap terrengovergangen mellom de to dalene eksempel: Sanddalen i Vang (Oppland) er skarp kommentar: en hengende dal skiller seg i prinsippet ikke fra andre U-daler, det er den skarpe overgangen mellom sidedal og hoveddal som gjør den hengende dalen spesiell

EB–4 dalklype sterkt innsnevring av dalbunnbredden TO antall assosiert naturtype: det er en sterk relasjon mellom landformen dalklype i U-dal og landskapstypen fjord- og dallandskap [5] dallandskap med dype og trange daler, inkludert fjordsjøer eksempel: Flåklypa (Lom, Oppland) avgrensningskommentar: en innsnevring av dalbunnbredden regnes som en dalklype dersom de bratte dalsidene møtes i dalbunnen; to dalklyper skal skilles av en tydelig utvidelse av dalbunnen, fortrinnsvis utfylt med sedimenter

EB–5 dalende skarp overgang fra dyp U-dal til TO antall assosiert naturtype: det er en sterk relasjon mellom landformen dalende grunnere dal i samme dalgang og landskapstypen fjord- og dallandskap eksempel: Måbødalens ende ved Liset (Eidfjord, Hordaland) er en skarp dalende; ovenfor dalenden fortsetter Sysendalen som et grunt daldrag innover mot Hardangervidda, i dalen ligger Vøringsfossen kommentar: en dalende kan også beskrives somen hengende dal i enden av en større U-dal

EB–6 botn sekkeformet fordypning i fjellmassiv, TO antall assosiert naturtype: botner finnes først og fremst i landskapstypen ås- og gravd ut av bre fjelltopplandskap [6] høyfjellslandskap med stort relieff; det er også sterke relasjoner mellom botn og natursystem-hovedtypene snø- og isdekt fastmark og breforland og snøavsmeltingsområde eksempel: Kjelen ved Veslegjuvbreen i Lom, Oppland avgrensningskommentar: minstestørrelse for botn (ved opptelling) er 1 ha

EB–7 tind spiss fjelltopp, gjerne adskilt fra andre TO antall assosiert naturtype: tinder finnes først og fremst i landskapstypen ås- og tinder med botner fjelltopplandskap [6] høyfjellslandskap med stort relieff eksempel: Trolltindene (Rauma, Møre og Romsdal) avgrensningskommentar: fjelltopper som er skilt av en forsenkning som er minst 50 m dypere enn den laveste av tindetoppene regnes som adskilte tinder

EB–8 marint basseng forsenkning på konti-nentalsokkelen, TO antall assosiert naturtype: fordi marine bassenger under normale strømforhold gravd ut av bre fylles med sedimenter, oftest overveiende uorganiske (natursystem- hovedtypen løs afotisk saltvannsbunn) men iblant organiske ( natursystem-hovedtypen algegytjebunn), er det en sterk relasjon mellom landformenheten og disse natursystem-typene; marint basseng er knyttet til landskapstypen slettelandskap [3] kontinentalsokkel-slette avgrensningskommentar: minstestørrelse for marint basseng (ved opptelling) er 1 ha

EB–9 rundsva fast fjell formet av breens bevegelse; TL antall assosiert naturtype: sterkt relatert til livsmedium-hovedtypen grovere slakt og polert på støtsiden (inn mot per km2 uorganiske substrater på land og natursystem-hovedtypene strandberg og breen), bratt og ujevnt på lesiden nakent berg, grunntyper for knaus eksempel: rundsva, P-former og bruddformer er karakteristisk for kystområder med krystallinsk berggrunn, for eksempel Hvaler i Østfold og Tjøme i Vestfold kommentar: kan danne sammensatte landformenheter og vil i så fall være mer hensiktsmessig å registrere som andelsvariabel (A7)


44

betegne en havbukt som er overfordypet ved breerosjon. Hengende dal (EB–3). En bre i en sidedal fører mindre

is enn breen i hoveddalen. Breerosjonen er derfor svakere i sidedalen enn i hoveddalen, og dalene som graves ut av breene går ulike profiler; hoveddalen mye dypere enn sidedalene. Sidedalen blir da ofte en hengende dal i forhold til sidedalen (Fig. 33). Høydeforskjellen gir seg oftest utslag i en brå endring i elveløpets egenskaper der en hengende dal møter hoveddalen. Mens et elveløp i en U-dal oftest er roligflytende [samletrinn 1 roligflytende elv eller 2 hurtigstrømmende elv langs økoklinen helning (HE)], er elveløpet i hoveddalsiden nedenfor utløpet av en hengende dal brattere [samletrinn 3 elv i stryk eller 4 elv i foss og fossestryk langs økoklinen helning (HE)] og elveløpet går gjerne i tilpassingsgjel eller en bratt V-dal [landformenheter i landformgruppa erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER)].

Hengende daler finner også langs fjorder, eller der sidefjorder møter hovedfjorden.

Dalklype (EB–4). U-daler er sjelden helt ensartete i hele dalens lengde, men består oftest av klart U-formete avlange basseng adskilt av trangere partier, dalklyper, som finnes der harde fjellrygger krysser dalretningen. De hardere bergartene har større motstand mot erosjon, og sto derfor att etter at isen hadde trukket seg tilbake.

Dalende (EB–5). U-daler og fjorder overfordypes der de allerede er dypest fordi breerosjonen er sterkest der breen er tykkest. Derfor blir dal- og fjordsidene bratte. Men breen eroderer også dalbunnen bakover (innover i landet). Bakkanten av en slik overfordypet dalbunn kan være skarpt avgrenset mot en bakenforliggende, grunnere dalgang (Fig. 34). En slik brattkant i dalensc lengdeprofil kalles en dalende. En dalende har mange

av de samme egenskapene som møtepunktet mellom en hengende dal og hoveddalen. Bratte dalsider, stup, fosser og tilpassingsgjel er vanlig. I løpet av en glasial dalfordypingsprosess vil den fordypete hoveddalen gradvis rykke bakover og fange opp eldre og mindre utgravde dalsystemer. Elver som før rant i en annen retning vil også fanges opp og blir omdirigert ned den bratte U-dalen. Dette fenomenet kalles ’elvetyveri’ og denne typen av daler betegnes agnordal. Agnordaler skiller seg ikke fra andre daler med hensyn til form, det er dalforløpet som er spesielt.

Botn (EB–6). En mindre bre som ligger mot en fjellside vil etter hvert grave en skålformet forsenkning i fjellsida – en botn (Fig. 35). Botnen kan være overfordypet. En botn kan romme en botnbre

Tabell 8 (forts.). Landformgruppa erosjonsformer knyttet til breer (EB): definisjoner av 11 landformenheter.

Kode Begrep Definisjon Variabel Enhet Kommentar -type

EB–10 P-form grunne renner,eller groper i fast berg, A7 assosiert naturtype: sterkt relatert til livsmedium-hovedtypen grovere formet under bre gjennom en uorganiske substrater på land og natursystem-hovedtypene strandberg kombinasjon av breens erosjon og og nakent berg, grunntyper for knaus erosjon av vann under trykk. eksempel: rundsva, P-former og bruddformer er karakteristisk for kystområder med krystallinsk berggrunn, for eksempel Hvaler i Østfold og Tjøme i Vestfold Kommentar: Jettegryter (se E-6) dannet under breen utenfor dagens vannløp regnes til denne formgruppen.

EB–11 bruddform Små sprekker eller brudd i fast berg A7 assosiert naturtype: sterkt relatert til livsmedium-hovedtypen grovere oftest på tvers av breens uorganiske substrater på land og natursystem-hovedtypene strandberg og bevegelsesretning nakent berg, grunntyper for knaus eksempel: rundsva, P-former og bruddformer er karakteristisk for kystområder med krystallinsk berggrunn, for eksempel Hvaler i Østfold og Tjøme i Vestfold

EB-12 skuringsstripe striper i fast berg erodert ut av bre A7 assosiert naturtype: sterkt relatert til livsmedium-hovedtypen grovere med medfølgende sand og grus; uorganiske substrater på land og natursystem-hovedtypene strandberg og viser isbevegelsesretningen nakent berg, grunntyper for knaus eksempel: rundsva, P-former og bruddformer er karakteristisk for kystområder med krystallinsk berggrunn, for eksempel Hvaler i Østfold og Tjøme i Vestfold

Fig. 32. En fjorddal (EB–2) er en U-dal der deler av dalbunnen dekket av hav eller en langstrakt innsjø. Bildet viser Aurlandsfjorden (Aurland, Sogn og Fjordane), som er drøyt 400 m dyp omkranset av fjell opp til 1500 m høye. Foto: Lars Erikstad.


45

[landformgruppe breformer (BF)] eller en bre med utløpere som dekker hele dalbunnen, en dalbre.

Tind (EB–7). Når breer eroderer inn mot en fjelltopp fra flere kanter, møtes til slutt botnene og fjellet får en skarp og spiss form (tind) (Fig. 36). Et ås- og fjelltoppandskap som domineres av botner og tinder kalles gjerne et alpint landskap [i inndelingen på landskapsnivået er alpint landskap et ytterpunkt innenfor ås- og fjelltoppandskap grunntypen høyfjellslandskap med stort relieff].

En fjelltopp som stikker opp av en isbre kalles en nunatakk (uavhengig av formen på fjelltoppen). I forrige århundre pågikk en intens diskusjon om fjellplantenes

vandringshistorie. Gjentatte ganger ble det framsatt teorier om at mange plantearter måtte ha overlevd siste istid på nunatakker som aldri ble nediset (nunatakk-terorien). Til støtte for teorien ble trukket fram at mange fjellplantearter har en nåtidig utbredelse som indikerte spredning fra områder med fjelltopper som sannsynligvis stakk opp over innlandsisen. Den til tider svært intense

a

b

c

Fig. 33. Hengende dal (EB–3). (a) Sanddalen nord for Vangsmjøsi (Vang, Oppland), et helt typisk eksempel på en hengende dal. (b) Hengende daler i fjordlandskap langs Geirangerfjorden (Stranda, Møre og Romsdal). (c) Finndalen i Vågå (Oppland). Foto: Lars Erikstad.

a

b

Fig. 34. Dalende (EB–5). (a) Liten dalende (Holedalen, Vikafjell, Voss, Hordaland). (b) Briksdalsbreen (Jostedalen, Luster, Sogn og Fjordane) har et stort brefall ned en dyp og bratt dalende. Foto: Lars Erikstad.

Fig. 35. Botn (EB–6). Liten botn i Veodalen (Jotunheimen (Veodalen, Vågå, Oppland). Foto: Lars Erikstad.


46

debatten, der både plantegeografer og kvartærgeologer deltok, har nå for lengst stilnet. Nyere kunnskap, blant annet vunnet ved bruk av molekylærbiologiske metoder, har gjort det mulig å spore artenes vandringsveger. Alt bevismateriale indikerer at artene har vandret inn etter siste istid (Brochmann et al. 2003). Analyser av artenes utbredelsesmønstre i forhold til klimatiske og berggrunnsgeologiske faktorer indikerer også at det ikke er nødvendig å postulere overlevelse på nunatakker for å forklare artenes utbredelsesmønstre (Birks 1993).

Marint basseng (EB–8). Breer kan forme store og små forsenkninger når de graver under erosjonsbasis. Et av karaktertrekkene ved et landskap preget av glasial erosjon, er rikelig forekomst av slike forsenkninger eller bassenger (Fig. 37). Disse kan være mer eller mindre fylt igjen med løsmasser. På land ble slike bassenger raskt etter istida til ferskvannsforekomster (landskapsdel-hovedtype innsjø). Mange av disse har seinere ved gjenfylling og gjenvoksning blitt til torvmarker (landformgruppa torvmarksformer som utgjør enheter på landskapsdel-nivået, våtmarksmassiv). Rikelig forekomst av innsjøer og myrer er et karaktertrekk for landskap som har vært nediset. På havbunnen er marine bassenger ofte sedimentfeller for uorganisk og organisk materiale.

Forekomster av natursystem-hovedtypen algegytjebunn er knyttet til marint basseng.

Rundsva (EB–9). Når breen støter på hindringer i form av små, oppstikkende bergknauser vil den utsette knausens støtside (det vil si den sida som vender mot breen) slik at trykket der øker. Under økt trykk smelter isen, blir mer plastisk og former seg rundt bergknausen. Fordi brebunnen transporterer mineralmateriale, virker breen som et gigantisk sandpapir som skurer knausen relativt jevnt og gir den en avrundet form. Slik isskuring kalles abrasjon. På baksiden (lesiden) av knausen, synker trykket og smeltet is fryser igjen. Lesida er særlig utsatt for frostsprengning. Frostsprengte steiner og blokker blir løpende fjernet av breen. Resultatet er rundsva, små bergknauser som glattpolert og avrundet på støtsiden og som har en liten brattkant eller er knudrete på lesiden (Fig. 38). Rundsva kan brukes til å se hvilken retning en isbre har beveget seg gjennom tidligere isdekte områder.

P-form (EB–10). P-former (plastisk skurte former) er en samlebetegnelse på overflateformer på svært fin til fin

a

b

Fig. 36. Tind (EB–7). (a) Tinder i Hurrungane (Fortun, Luster, Sogn og Fjordane). (b) Tinder i kystfjell nord for Bodø (Nordland). Foto: Lars Erikstad (a), Sylvia Smith-Meyer (b).

Fig. 37. Terrengskyggekart som viser marint basseng (EB–8) utenfor kysten av Lofoten og Vesterålen, Nordland. Blå farge angir dypest vann. Fra Thorsnes et al. (2009).

Fig. 38. Rundsva (EB–9) eksemplifisert ved rundsvaformer i fjellene ved Sauda (Rogaland). Foto: Lars Erikstad.


47

skala, som oppstår som resultat av isskuring (abrasjon) på fast fjell som skures av bre og brevann som frakter rikelig med mineralmateriale (oppbløtt morenemateriale) under stort trykk (Fig. 39). Disse formene har ofte en utstrekning i isens bevegelsesretning. Typiske P-former er buktende renner i fjelloverflaten, gjerne 10–20 cm breie og 5–20 cm dype, som kan forekomme i landskap som ellers er preget av rundsva. Renner og groper kan imidlertid være vesentlig større, inntil flere titalls meter lange og et par meter breie. Jettegryter [landformenhet i landformgruppa erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER)] kan også forekomme i forbindelse med P-former. Plastisk skurte former gir opphav til variasjon innen livsmedium-hovedtypen grovere uorganiske substrater på land, særlig relatert til variasjon langs de lokale basisøkoklinene vanntilførsel til fast fjell (VA) og substratstruktur: bergstruktur (ST–D).

Bruddform (EB–11). Når breen beveger seg over nakent berg hender det at stein og blokker som fraktes med isoverflaten presses ned mot undergrunnen og at trykkbelastningene blir så store at fjellet sprekker

opp, gjerne i halvmåneformete brudd (Fig. 40) som enten vender med eller mot isbevegelsen (sigdbrudd, parabelriss). Det finnes betydelg variasjon innenfor landformenheten bruddformer, men felles for enheten er at formens lengderetning er orientert på tvers av isbevegelsesretningen. På samme måte som for P-former, skaper bruddformer økt livsmedium-variasjon på bergoverflater.

Skuringsstripe (EB–12) er en stripe i fast fjell (Fig. 41) dannet ved bresålens sliping (abrasjon), slik som for rundsva.

Fig. 39. Eksempler på P-form (EB–10) fra kystnære områder i Østfold. (a) Langstrakte, grunne forsenkninger i svaberg, til dels med vegetasjon (Brattestø, Asmaløy, Hvaler). (b) P-former på svaberg ved Skipstadkilen (Asmaløy, Hvaler). (c) P-form og små jettegryter på nakent berg ved Skipstadkilen (Asmaløy, Hvaler). (d) P-former i berg (ved Skams Klove, Kråkerøy, Fredrikstad). Foto: Rune Halvorsen (a), Lars Erikstad (b–d).

a

b

c

d


48

Utbredelse og forekomstU-dal. De fleste norske daler er mer eller mindre karakteristiske av U-daler, i alle størrelser og overganger mot andre dalformer (V-dal, gjel etc.)

Fjord-dal. Norge er et fjord-rikt land, og inneholder tallrike fjord-daler, såvel langs kysten (med landskapsdel-hovedtypen fjord) og i innlandet (med innsjøer). Innsjøene i fjord-dalene i innlandet kan betegnes som innlandsfjorder eller fjordsjøer.

Sognefjorden er Norges lengste og dypeste fjord, over 200 km lang og over 1300 m dyp. Terskeldypet (ved munningen) er ikke mer enn knapt 160 m dyp. Fjord-daler (og fjorder) karakteriserer det norske fjordlandskapet, som er verdenskjent. Nærøyfjorden i Sogn (en sidefjord til Sognefjorden, Aurland, Sogn og Fjordane) er sammen med Geirangerfjorden på Sunnmøre (Stranda, Møre og Romsdal) på UNESCOs verdensarvliste.

Hengende dal. Hengende daler er vanlig i alle norske dal- og fjordstrøk. Et typisk eksempel er Sanddalen nord for Vangsmjøsi (Vang, Oppland), som munner ut i hoveddaldalsiden ca. 800 m o.h., mens Vangsmjøsi i det vestre hoveddalføret gjennom Valdres (kommunene Vang, Vestre Slidre og Nord-Aurdal) ligger 464 m o.h.

Dalklype. Dalklyper forekommer i de fleste større daler. Flåklypa i Bøverdal (Lom, Oppland) er kanskje den mest kjente dalklypa i Norge. Denne dalklypa var inspirasjonskilde for Kjell Aukrusts berømte ”Flåklypa”.

Dalende. Dalender forekommer i de fleste større U-daler. Agnordaler er vanlig i vestlige deler av fjellområdene våre. Et klassisk eksempel på en agnordal ber Vermedalen, en sidedal til Romsdalen (se Sulebak 2007 for detaljert forklaring og beskrivelse).

Botn. Det er stor tetthet av botner i på Nordvestlandet, i Lofoten, Vesterålen og ytre deler av Vest-Finnmark. Ingen av disse områdene var fullstendig dekket av is under den kalde perioden Yngre Dryas mot slutten av siste istid. Botnbreer [botnbre en landformenhet i landformgruppa breformer (BF)] har lagt etter seg tallrike botner.

Tind. Tinder finnes i vestlige fjellområder der terrenget stuper bratt ned mot kysten og breerosjonen har vært særlig sterk. Sunnmøre og Romsdal (Møre og Romsdal) og Lofoten (Nordland) er eksempler på områder som er særlig rike på tinder. Svært mange fjelltopper i disse områdene har navn som ender på -tind.

Marint basseng forekommer spredt langs kontinentalsokkelen.

Rundsva, P-form, bruddform og skuringsstriper finnes overalt i Norge, finest utformet i krystallinsk fjell og særlig tydelig å observere langs kysten, i og ovenfor fjæresonen. Rundsva forekommer rikelig i ytre kyststrøk av Østfold og Vestfold. Rundsva og P-former er fin-skalaformer; typiske rundsva kan være 5–20(–50) m lange og 2–10 m breie mens P-formene kan variere i størrelse fra knapt synlige til noen titalls meter i utstrekning. Innenfor

kysten er disse formene ofte mer eller mindre dekket av jord og vegetasjon, men i og like ovenfor fjæresonen gjør havpåvirkningen (vind, sjøsprøy, sjøsaltepisoder) at formene ikke er overgrodd. Mange steder langs kysten er berggrunnen ellers så jevn at disse formene dominerer bergoverflaten.

F6 Avsetningsformer knyttet til breer (AB)

Generell karakteristikkBreenes store eroderende kraft gir seg ikke bare utslag i et stort mangfold av erosjonsformer, men også i karakteristiske avsetningsformer. Avsetningsformer knyttet til breer (AB) omfatter avsetninger av bretransporterte løsmasser, avsetninger av løsmasser som blir tilbake når den siste isen smelter, og avsetninger av breelver under og på is. Fordi hele Norge var dekt av is i løpet av istida, finnes breavsetningsformer over det aller meste av landet. Landformgruppa AB omfatter 7 landformenheter som spenner fra de største morenene til små dødisgroper.

Fig. 40. Bruddform (EB–11) eksemplifisert ved mange små bruddformer på nakent berg ved Engabreen (Meløy, Nordland). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 41. Skuringsstripe (EB–12). Mange parallelle skuringsstriper i bergknaus (rundsva) ved Sjømannsskolen (Bekkelaget, Oslo). Foto: Lars Erikstad.


49

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetStørsteparten av løsmassene i Norge er knyttet til breers erosjon og materialtransport. Landformgruppa avsetningsformer knyttet til breer (AB) er en viktig kilde til variasjon, først og fremst innenfor arealenheter på landskapsnivået.

Landformenheten dødisgrop utgjør en distinkt forsenkning i terreng som kan huse spesifikke natursystemer (hovedtypen isinnfrysingsmark er entydig knyttet til dødisgrop, og eventuell plassering i dødisgrop er en viktig tilleggsegenskap ved innsjø og myrmasssiv.

VariabeltypeVariabeltype: ST+SA (sammensatt variabel som består av 7 enkeltvariabler; én tetthets- og konsentrasjonsvariabel og 6 trinndelte andelsvariabler).

Variabelformel: TO+6A7 (én tetthetsvariabel der antall dødisgroper innenfor arealenheten telles opp; de seks andelsvariablene brukes for å angi arealandel av ulike breavsetningsformer i arealfiguren med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 7 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen AB er gitt i Tabell 9.

Ende- og sidemorene (AB–1). Materialet som graves ut av breen blir dels fraktet bort med breelver, dels av isen selv. Breen frakter materiale under isen, inne i isen og på overflaten. Når bretransportert materiale når kanten av breen, der det blir avsatt som hauger, ofte med distinkt form – morenerygger (Fig. 42). Hvis brefronten er stabil, vil materialet samle seg i rygger – endemorener eller sidemorener – avhengig av ryggenes plassering i forhold til brefronten. Hvis brefronten rykker fram, vil breen i tillegg kunne skyve materiale foran seg og på den måten danne en stor rygg av løsmassemateriale. Kornstørrelsesfordelingen og andre egenskaper ved morenematerialet varierer sterkt. Typisk morenemateriale er usortert, og inneholdet kantete ’korn’ (leire, sand, grus, steiner, blokker). Leirinnholdet i morener kan stedvis være ganske stort. Der breen har gått over områder med sand- og leiravsetninger, vil den ta slikt materiale med seg og dette materialet vil kunne dominere i moreneryggen.

Det store variasjonsspekteret innenfor ende- og sidemorener omfatter også en spesiell typemorene som gjerne kalles De Geer-morener (etter den svenske geologen Gerard Jakob De Geer, levde på slutten av 1800- og begynnelsen av 1900-tallet, var den første som beskrev denne morenetypen, som er svært vanlig i Sverige). De Geer-morener opptrer ofte som tette mønstre av rygger. De er dannet under vann ved at oppbløtt materiale presses opp foran breen eller i sprekker langs breen, nær

Fig. 42. Ende- og sidemorene (AB–1) er en mangfoldig landformenhet, som vist av de fire bildene i dette panelet. (a) Esmarkmorenen (Forsand, Rogaland). (b) Iskontaktskråning ved deltaavsetninger på Gardermoen, Akershus. Selv om landformen ikke er morene, viser breelvavsetninger med iskontaktskråninger hvor brekanten befant seg på et gitt tidspunkt. Sammen med endemorener inngår hevete delta med iskontaktskråninger i det som ofte kalles israndavsetninger. (c) Morene fra Folldal, Hedmark. (d) Morene under dannelse ved Styggedalsbreen (Jostedalen, Luster, Sogn og Fjordane). Foto: Lars Erikstad.

a

b

c

d


50

brefronten. Små bevegelser i brefronten (tilbake om sommeren og fram om vinteren) bidrar også til dannelse av slike morener.

Morenerygger som er avsatt i havet (under nåtidens marine grense) og senere hevet opp på land gjennom

landhevningen etter siste istid, er gjerne mer eller mindre dekket av leire. Brenninger, vind og andre strandprosesser i løpet av landhevingsprosessen har imidlertid mange steder vasket leira vekk fra toppen av moreneavsetningene og ned i forsenkningene på begge sider. Dette har

Tabell 9. Landformgruppa avsetningsformer knyttet til breer (AB): definisjoner av 7 landformenheter. Det er en sterk relasjon mellom mange landformenheter i AB og natursystem-hovedtypen breforland og snøavsmeltingsområde, fordi alle avsetningsformer knyttet til breer har startet som breforland; over tid skjer en primær suksesjon til et stort mangfold av naturtyper på natursystem-nivået


AB–1 ende- og ryggformet avsetning langs kanten av A7 assosiert naturtype: se tabellteksten sidemorene en isbre, oftest av usortert materiale eksempler: ’Det store raet’, ’hovedtrinnet’, som lett kan følges fra Østfold til Jomfruland (Kragerø, Telemark), er en endemorene; typiske eksempler på ende- og sidemorener finner i breforlandet foran Nigardsbreen (Jostedal, Luster, Sogn og Fjordane) kommentar: forekommer både som distinkt landform og som sammensatt landform

AB–2 iskjernemorene ende-, side- eller midtmorene hvor A7 assosiert naturtype: se tabellteksten mesteparten består av is dekket med eksempel: finnes mange steder på Spitsbergen og i høyfjellet på fastlandet, morenemateriale f.eks Dovrefjell.

AB–3 drumlin og ryggformet avsetning under isbre, med A7 assosiert naturtype: se tabellteksten radiære lengderetning parallell med eksempel: området rundt Iešjávri på Finnmarksvidda morenerygger brebevegelsen kommentar: forekommer både som distinkt landform og som sammensatt landform

AB–4 rogenmorene ryggformete avsetninger under isbre, A7 assosiert naturtype: det er en svakere relasjon mellom rogenmorene med lengderetning mer eller mindre på og natursystem-hovedtypen breforland og snøavsmeltingsområde enn for tvers av brebevegelsen; store former andre natursystem-hovedtyper, på grunn av det grove materialet i dominert av grovt materiale (blokker og rogenmorene og at rogenmorener først og fremst forekommer i steiner) kontinentalt klima i høyereliggende strøk, noe som gjør at natursystem- hovedtypen breavset-ningsblokkmark forekommer i tilknytning til denne landformenheten eksempel: Femundsmarka (Engerdal, Hedmark, og Røros, Sør-Trøndelag) kommentar: forekommer i svermer nær sentrum for landisen under siste istid; ofte som sammensatt landform

AB-5 flyttblokk isolert steinblokk etterlatt av breen; TO antall assosiert naturtype: sterkt relatert til livsmedium-hovedtypen grovere indikasjon på at blokken er flyttet er uorganiske substrater på land og natursystem-hovedtype nakent berg, avvikende bergart (i forhold til stedets grunntyper for knaus. egen berggrunn) eksempel: finnes over hele landet; særlig særpreget landskapselement i områder med lite løsmasser og sparsom vegetasjon, for eksempel i heiene på Sørlandet eller langs kysten.

AB–6 esker ryggformet grusavsetning i breelv A7 assosiert naturtype: se tabellteksten under isen eksempel: størst og finest utviklet på Finnmarksvidda kommentar: forekommer både som distinkt landform og som sammensatt landform

AB–7 dødisterreng ujevne avsetningsformer av sand, grus A7 assosiert naturtype: det er en svakere relasjon mellom dødisterreng og og stein som lå igjen etter nedsmelting natursystem-hovedtypen breforland og snøavsmeltingsområde enn for av stasjonær bre og opphør av andre natursystem-hovedtyper, fordi nytt breforland i dag dannes etter breelvaktivitet rask isavsmelting eksempel: Grimsmoen (Folldal, Hedmark) kommentar: forekommer først og fremst som sammensatt landform med mosaikk av mindre groper og hauger

AB–8 dødisgrop forsenkning dannet ved nedsmelting TO an-tall assosiert naturtype: natursystem-hovedtypen isinnfrysingsmark er ensidig av stor isklump begravd i løsmasser knyttet til dødisgrop (men langt fra alle dødisgroper inneholder isinnfrysingsmark); mange dødisgroper er fylt av liten innsjø, noen har også lite våtmarksmassiv i bunnen eksempel: Grimsmoen (Folldal, Hedmark) og Romerikssletta (Ullensaker, Akershus) er rikt på dødisgroper kommentar 1: et annet navn er grytehull kommentar 2: forekommer oftest som distinkt landform, men kan også forekomme som sammensatt landform i kompleks mosaikk med andre, ofte diffuse, landformer i et dødisterreng avgrensningskommentar: for å registreres som dødisgrop, må gropa være tydelig avsatt fra området omkring, ha en dybde på minst 1 m (i forhold til laveste punkt i kanten) og et arealinnenfor kanten på 1 000 m2 (1 da)


51

resultert i typiske kornstørrelsesgradienter fra stein- eller blokkdominert morene på rygger via sand og silt på sidene av ryggene til massiv leire i forsenkningene.

Iskjernemorene (AB–2). Et veldig tynt lag med materiale oppå is fører til økning i absorbert solenergi slik at overflata varmes opp og breisen smelter fortere. Men når dette laget blir mer enn 1–2 cm tykt, isolerer det i stedet mot smelting. En iskjernemorene er en tilsynelatende stor og mektig, ryggformet morene, som imidlertid for det meste består av en kjerne av is (Fig. 43). Når iskjernen etter hvert smelter, dannes dødisgroper og andre liknende overflateformer.

Drumlin og radiære morenerygger (AB–3) er breavsetninger dannet under en bre (bunnmorene) ved at oppbløtt morene presses sammen til morenerygger som breen seinere ikke har hatt stor nok kraft til å transportere vekk. I konvekse terrengpartier strekkes disse moreneryggene ut langs isbevegelsesretningen. Da oppstår landformenheten drumlin (som på irsk betyr liten rygg); morenerygger som varierer i størrelse fra svakt opphøyde ’striper’ i morenedekket (Fig. 44) via en stripet moreneoverflate med lave, men tidvis svært langstrakte rygger, til markerte radiære morenerygger. Formen kan forsterkes av oppstående fjellrygger som eroderes i et mønster som også følger isbevegelsesretningen. En radiær morenerygg som brer seg ut med isens bevegelsesretning

bak en fjellknaus, kalles en lesidemorene (crag and tail). En morenerygg på støtsiden av en bergknaus, kalles en støtsidemorene. Brefrontprosessene (dannelse av endemorener) vil ofte ødelegge svake bunnmoreneformer. Drumlinformer er derfor oftest bevart der breen har trukket seg raskt tilbake.

Rogenmorene (AB–4) er en bunnmorene dannet under breen i forsenkninger i terrenget som serier av store (100–200 m lange og 10–20 m høye), blokkrike morenerygger. Ofte er disse ryggene veldig ujevne i formen. De opptrer gjerne i svermer, og kan være et dominerende landskapselement i vide forsenkninger i landskapet. Rogenmorener kan gi landskapet et sterkt særpreg, som vil forsterkes dersom forsenkningene mellom ryggene er fylt av små innsjøer eller torvmarker. Rogenmorener kan

a

b

Fig. 43. Iskjernemorene (AB–2). Endemorene med iskjerne (Bolterdalen, Svalbard). (b) Midtmorene som består av et tynt lag med stein som beskytter mot smelting (Marthabreen, Svalbard). Foto: Lars Erikstad.

a

b

Fig. 44. Drumlin og radiære morenerygger (AB–3). (a) Når breen trekker seg raskt tilbake, rekker ikke brefrontprosessene å ødelegge moreneformer som er dannet under breen. Resultatet blir en stripet moreneoverflate. (b) Liten radiær morenerygg smelter fram fra breen. Bildene er fra ved Storbreen i Leirdalen (Bøverdalen, Lom, Oppland). Foto: Lars Erikstad..


52

stedvis ha en svært blokkrik overflate. Denne er tolket som et lag av avsmeltings- eller nedsmeltingsmorene (materiale som har ligget oppå isen og som har lagt seg over bunnmorenen når isen har smeltet).

Flyttblokk (AB–5) er isolerte steinblokker som breen har fraktet et stykke og som blir liggende igjen når breen smelter (Fig. 45). Finnes i alle størrelse og karakteriseres ofte, men ikke alltid av at bergarten i blokken avviker fra bergarten den hviler på.

Esker (AB–6). Under breen finnes breelver. Disse drives fram dels av tyngdekraften og dels av trykkforskjeller i breen. Vannet renner fra høyt trykk til lavere trykk, det vil si fra steder under tjukk is til steder der isen er tynnere, uavhengig om grunnen under heller motsatt vei. Breelvene transporterer mye materiale med kornstørrelser fra stein til leire. Hvis trykket som driver breelvene fram minsker, vil breelvens transportevne avta. Mekanismen er den samme som når redusert vannføring og vannhastighet reduserer transportevnen i andre elver. Redusert transportevne medfører avsetning av materiale, i tilfellet med breelver skjer dette i elveleiet under breen der morenematerialet blir liggende igjen som buktende grusrygger når breen forsvinner. En slik rygg kalles en esker (Fig. 46) (som på irsk betyr langstrakt buktende rygg).

Dødisterreng (AB–7). Mange steder finnes et mangfold av mer eller mindre diffuse sammensatte breavsetningsformer (som består av sand, grus og stein), avsatt i forsenkninger i en nedsmeltende bre. Innimellom slike diffuse former, finnes det distinkte former (eskere, dødisgroper) som inngår i dødisterrenget (Fig. 47). De utgjør en sammensatt landform som kalles dødisterreng eller dødislandskap. I NIN er begrepet dødisterreng valgt fordi landskapsbegrepet har eksplisitte betydninger i NiN.

Dødisgrop (AB–8). Under avsetning av bre- og/eller breelvmateriale, kan større eller mindre isklumper bli begravd i materiale. Sjøl om dette materialet for en tid vil isolere isen og beskytte den mot nedsmelting, vil isen smelte til slutt. Da vil den etterlate seg en forsenkning i terrengoverflata, en dødisgrop (Fig. 48). Dødisgroper kan være tørre (på grunn av at løsmassene er veldrenerte), dekan være tørre men utsatt for isinnfrysing om vinteren når marka er frossen (natursystem-hovedtypen isinnfrysingsmark), de kan være fylt av torvmark eller huse en vannansamling (liten innsjø); dette avhenger av grunnvannsnivået i området. Innsjøer i dødisgroper har ofte verken inn- eller utløpsbekker.

Utbredelse og forekomstEnde- og sidemorene. Morenerygger finnes foran de fleste breer. Mange steder finnes mange og lange morenerygger innenfor hverandre. Disse representerer ulike trinn (stadier) i breens tilbaketrekning. Særlig godt kjent er moreneryggene foran Nigardsbreen i Sogn og Fjordane og Engabreen i Nordland. På det norske fastlandet hadde de

a

b

c

d

Fig. 45. Fire eksempler på flyttblokk (AB–5). (a) Stor flyttblokk ved Midtdalsbreen, Finse (Ulvik, Hordaland). (b) Flyttblokk ved Skipstadkilen (Hvaler, Østfold). Legg merke til at flyttblokken består av en annen bergart enn bergrunnen den hviler på. (c) Liten flyttblokk i P-form ved Skipstadkilen (Hvaler, Østfold). (d) Enslig flyttblokk i fjellhei i lavalpin bioklimatisk sone ved Grimsdalshytta (Dovre, Oppland). Foto: Lars Erikstad (a–c), Rune Halvorsen (d).


53

fleste breene sin største utbredelse i perioden 1750–1850, det vil si mot slutten av den perioden som ofte kalles den den lille istid, De fleste og eldste morenene foran dagens breer stammer normalt fra denne perioden. Det er også vanlig å finne tydelige morenerygger fra omkring 1930, men etter 1930 har de fleste breene smeltet så raskt tilbake at få morener har blir dannet

Morenerygger finnes i alle størrelser fra de minste små hauger og rygger foran dagens breer til åsrygger med bredde på flere hundre meter og lengde på mange mil, gjennom flere fylker. Ra-morenen i Østfold og Vestfold er typeeksemplet på en stor endemorene. Raet er et brerandsystem fra tidsperioden for 12 800– 11 500 år siden (Yngre Dryas), kuldeperioden som markerte avslutningen på istida. Raet kalles også ’hovedtrinnet, og kan stykkevis og delt følges rundt hele norskekysten. Vassryggen (også kalt Esmarkmorenen( i Rogaland, som tilhører dette systemet, var den første morenen som ble beskrevet vitenskapelig som morene (Esmark 1823). Oppdagelsen av morene ledet til en felles forståelse av at hele landet hadde vært dekket av is.

Moreneryggmønstre (De Geer-morener) finnes på Østlandet, i Pasvik (Sør-Varanger, Finnmark,) i enkelte fjordstrøk på Vestlandet samt i fjellet på steder der det fantes bredemte sjøer. De finnes dessuten på kontinentalsokkelen.

Iskjernemorene. Iskjernemorener er svært vanlig i kalde strøk (for eksempel på Svalbard og høyt over havet i Jotunheimen og på Dovrefjell).

Drumlin. I Norge finnes de best utviklete mønstrene av radiære morenerygger på Finnmarksvidda (særlig i området rundt Iešjávri), der de tydelig viser innlandsisens

a

b

c

Fig. 46. Tre eksempler på esker (AB–6). (a) Esker i Rotndalen (Grue Finnskog, Grue, Hedmark). (b) Esker i Grimsdalen (Dovre, Oppland). (c) Liten nydannet esker ved Austre Memurubre (Bøverdal, Lom, Oppland). Foto: Lars Erikstad (a, c), Rune Halvorsen (b).

Fig. 47. Dødisterreng (AB–7). I bunnen av forsenkningen midt i bildet finnes en liten isinnfrysingsmark (Folldal, Hedmark). Foto: Rune Halvorsen.


54

bevegelsesretning i isavsmeltingsfasen. Drumliner kan variere i størrelse fra ganske ubetydelig høyde og bredde opp til 50 meters høyde og en lengde på flere hundre meter.

Rogenmorene. Rogenmorener finnes i fjellområder nær toppen av innlandsisen fra siste istid. Typeområdet er i Rogen i Sverige, et område som strekker seg inn i Norge i Femundsmarka.

Esker. Eskere er ganske vanlig over mesteparten av landet. De største og lengste eskerne finner vi på Finnmarksvidda og i slake daler øst i Sørnorge. Eskere (og drumliner) kan variere i størrelse fra ganske ubetydelig høyde og bredde opp til 50 meters høyde og en lengde på flere kilometer.

Dødisterreng og dødisgrop. Sammenhengende dødisterreng kan dekke store deler av en dalbunn eller ei dalside, og ha en utstrekning på opp til et par km2. Dødisgroper er typisk fra noen meter til et fåtalls tiltall meter dype, og kan ha en diameter på opptil 500 m. Ofte forekommer større dødisgroper sammen. Da kan de lage en større forsenkning i terrenget.Gardermoen-området (Øvre Romerike, Ullensaker, Nannestad og Eidsvoll kommuner, Akershus) utgjør en av de største hevete (isrand)deltaavsetningene i Norge. Der finnes en serie av dødisgroper omgitt av dødisterreng som er vernet etter naturvernloven. I dette området finnes et stort mangfold av innsjøer, blant annet innsjø uten sirkulasjon [andre lokale basisøkokliner som kilde til variasjon, økoklinene vannsirkulasjon: sirkulasjonssystem (VS–B) trinn 3 uten sirkulasjon (meromiktiske innsjøer; se NiN BD 6: Artikkel 6 for begrepsapparat knyttet til sirkulasjonssystemer i innsjøer) og vannsirkulasjon: vannutskifting (VS–C) trinn 2 uten utløp). Helt særpreget natur på natursystem-nivået (åpen flomfastmark [3] åpen sand-erosjonsflommark) finnes i flomvassdragene på sanduren på Romerike (for eksempel fra gården Sand nordover til Nordputten i Ullensaker, Akershus); se NiN BD 6: Artikkel 14: B).

Andre opplysninger om landformgruppaAvgrensning mot andre landformgrupper. Landformgruppa avsetningsformer knyttet til breer (AB) inkluderer også avsetninger i rennende vann, på eller under breis. Avsetninger i og langs rennende vann fra breen, men som finner sted langs brekanten og utenfor breen, inkluderes i landformgruppa avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR).

I geomorfologisk terminologi er det vanlig å slå landformer knyttet til breelver sammen under begrepet breelvavsetninger eller glasifluviale avsetninger. Årsaken til at breelvavsetninger ikke er utskilt som egen landformgruppe i NiN, er at den gradvise overgangen mellom breelvavsetninger og avsetninger i andre kategorier av elver, hvis egenskaper varierer med avstanden mellom avsetningsmiljøet og brefronten.

F7 Breformer (BF)

Generell karakteristikkBreer utgjør i seg sjøl karakteristiske overflateformer (landformer). Avhengig av terrengets form og breens historie kan sju landformenheter skilles ut innenfor breformer (BF). Breenes størrelse endrer seg hele tiden som følge av at forholdet mellom snøtilgang om vinteren og avsmelting om sommeren endrer seg, fra år til år og over tid. På grunn av at klimaet har blitt varmere gjennom de siste 150–250 år har de norske breer smeltet sterkt tilbake. Den største breen i Norge i dag er Austfonna nordøst på Svalbard (8492 km2). Den største breen på fastlandet er Jostedalsbreen (487 km2).

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetBreformer (BF) omfatter landformenheter som også er arealenheter på natursystem-nivået, som tilhører natursystem-hovedtypen snø- og isdekt fastmark. Breformer (BF) er viktige karakteriserende elementer (inngår i beskrivelsesystemet for) hovedtyper på landskapsnivå. På det norske fastlandet er de først og

a

b

Fig. 48. Dødisgrop (AB–8). (a) Nordkulpen (Hovin, Ullensaker, Akershus) er et typisk eksempel på en innsjø uten utløp; en landskapsdel som er karakteristisk for dødisgroper. (b) Stor dødisgrop med isinnfrysningsmark (Grimsmoen, Folldal, Hedmark). Foto: Lars Erikstad (a), Rune Halvorsen (b).


55

fremst knyttet til ås- og fjelltopplandskap grunntyper for høyfjellslandskap med stort relieff eller høyfjellslandskap med lite relieff, men store platåbreer kan danne et slettelandskap som tilhører grunntypen høyfjellsvidde.

VariabeltypeVariabeltype: SA (sammensatt variabel som består av 7 tetthets- og konsentrasjonsvariabler).

Variabelformel: 7A7 (sju andelsvariabler for arealandel av ulike breformer i arealfiguren; avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av en breform uansett hvor lav arealendel denne har).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 7 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen BF er gitt i Tabell 10.

Platåbre (BF–1) (Fig. 49) er en bre hvis toppområder dekker et fjellplatå eller som fyller igjen et ujevnt terreng slik at breens toppområde danner et platå.

Botnbre (BF–2). En bre som gnager seg inn i

fjellside og der danner en skålformet forsenkning [botn, landformenhet i landformgruppa erosjonsformer knyttet til breer (EB)] kalles en botnbre (Fig. 50). I dag finnes ofte en liten botnbre i en stor botn, noe som viser at botnen er laget over lang tid av en større bre (for eksempel under istiden). Også små breer i botn tilhører breformen botnbre.

Dalsidebre (BF–3) er en liten bre som henger i en dalside uten å ha dannet en markert botn. Dersom breen blir større, vil den over lang tid grave seg inn i dalsiden og forme en botn. Overgangen mellom en dalsidebre og en botnbre er derfor gradvis (Fig. 51).

Dalbre (BF–4). Ut fra toppområdene til platåbreer og botnbreer strømmer is mot lavereligggende terreng. Disse isstrømmene følger forsenkninger i terrenget og bidrar samtidig til å grave daler dypere og videre. Dalbre er en slik brestrøm i en dal (Fig. 52).

Sammensatt bre (BF–5). I områder med et tett mønster av daler og vide botner, vil over tid botnbreene gro sammen til komlekse bresystemer på overgangen mellom enkle botnbreer og en platåbre. Slike breer blir betegnet sammensatt bre (Fig. 53).

Regenerert bre (BF–6) dannes nedenfor større bre av nedraste isbiter som samler seg som i en ur. Slike breer er som oftest små (Fig. 54).

Kalvende bre (BF–7) er en brearm som går ut i vann (ferskvann eller havvann). Kalvende breer får ofte en steil front, der isfjell brekker av iskanten (Fig. 55). Dette kalles at breen kalver.

Utbredelse og forekomstPlatåbre. Alle de store fastlandsbreene (Jostedalsbreen, Folgefonni og Svartisen) er platåbreer. Det er også en mengde andre breer, for eksempel Hardangerjøkulen, Seilandsjøkulen og den store Austfonna på Svalbard (Norges største bre, 8492 km2). Platåbreer er

Tabell 10. Landformgruppa breformer (BF): definisjoner av 7 landformenheter. Alle breer er ensidig knyttet til (tilhører) natursystem-hovedtypen snø- og isdekt fastmark og gir ved tilbaketrekning opphav til natursystem-hovedtypen breforland og snøavsmeltingsområde.


BF–1 platåbre bre med flatt, terrengdekkende toppområde A7 eksempel: Jostedalsbreen, Svartisen

BF–2 botnbre bre som ligger i en skålformet forsenkning A7 eksempel: Mange eksempler finnes i høyereliggende, brerike områder (for i en dalside, formet av breens erosjon (botn) eksempel i Jotunheimen)

BF–3 dalsidebre liten bre som henger i en dalside uten å ha A7 eksempel: Mange eksempler finnes i høyereliggende, brerike områder (for dannet en markert botn eksempel i Jotunheimen)

BF–4 dalbre utløper (brearm) fra platåbre eller botnbre, A7 eksempel: Nigardsbreen (Jostedal, Luster, Sogn og Fjordane), en sidebre stor nok til å dekke en hel dalbunn til Jostedalsbreen

BF–5 sammensatt bre sammensatt av platåbre og flere A7 eksempel: Smørstabbreen i Jotunheimen bre botnbreer

BF–6 regenerert bre bre som dannes nedenfor større bre av A7 eksempel: Suphellebreen og Bøyabreen i Fjærland, Sogn og Fjordane. nedraste isbiter som samler seg som i en ur

BF–7 kalvende bre brefront i vann, der breis brekker av i store A7 eksempel: mange breer på Svalbard, for eksempel Nordenskiöldbreen og stykker og danner isfjell Austfonna. kommentar: har ofte en høy, bratt isfront

Fig. 49. Folgefonni (Hordaland) er en typisk platåbre (BF–1). Foto: Lars Erikstad.


56

gjennomgående store; breer må vanligvis ha en viss størrelse for å få den karakteristiske platåformen.

Botnbre finnes særlig i områder med alpint landskap [landskapshovedtypen ås- og fjelltopplandskap grunntypen høyfjellslandskap med stort relieff], for eksempel Jotunheimen, Lyngsalpene og Sunnmørsalpene.

Dalsidebre er små breer som finnes spredt i de områdene der isbreer finnes.

Dalbre. Typiske dalbreer finnes som breutløpere fra alle de store breene på fastlandet. Kjente eksempler er Bondhusbreen fra Folgefonni, Nigardsbreen i Jostedal (fra Jostedalsbreen) og Engabreen fra Svartisen.

a

b

Fig. 50. Botnbre (BF–2). (a) Liten botnbre (Veslegjuvbreen, Bøverdal, Lom, Oppland). (b) Botnbre ved Smeerenburgfjorden (Svalbard). Foto: Rune Halvorsen (a), Lars Erikstad (b).

Fig. 51. Dalsidebre (BF–3). Bildet viser to dalsidebreer på Fanaråken (Fortun, Luster, Sogn og Fjordane. Breen til venstre er i ferd med å utvikle seg til en botnbre. Foto: Lars Erikstad.

Fig. 52. Dalbre (BF–4). Austredalsbreen, en sidearm til Jostedalsbreen (Jostedalen, Luster, Sogn og Fjordane). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 53. Sammensatt bre (BF–5); Smørstadbreen (Bøverdalen, Lom, Oppland). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 54. Liten regenerert bre (BF–6) under dalbre (Bøyabreen, Fjærland, Sogndal, Sogn og Fjordane). Foto: Lars Erikstad.


57

Sammensatt bre er vanlig på Spitsbergen. Smørstabbreen i Jotunheimen og de nordligste delene av Jostedalsbreen har i noen grad karakter av sammensatt bre.

Regenerert bre er som oftest liten. Slik bre forekommer sporadisk i forbindelse med bratte dalsider.

Kalvende bre er særlig vanlig på Svalbard, der mange breer ender i havet. Kalvende breer finnes også på fastlandet, men der er de mindre og forekommer i tilknytning til innsjøer.

F8 Landformer knyttet til kystprosesser (kP)

Generell karakteristikkOvergangen mellom hav og land er viktig ikke bare økologisk, men også som sted der landformer fortæres av bølgeerosjon og/eller omfordeles eller avsettes å grunn av bølgers virkning. Landformer knyttet til kystprosesser (KP) omfatter fem landformenheter, hvorav to (strandlinje og strandvoll) markerer havnivåer og de tre øvrige er landformer skapt av bølgeerosjon. Landformenhetene i landformgruppa KP kan finnes langs nåværende kystlinje samt i hele området som gjennom landheving har blitt tørt land.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetAlle landformenheter i landformgruppa landformer knyttet til kystprosesser (KP) er viktige som karakteriserende elementer i typer på landskapsnivået, først og fremst hovedtypene strandflaten, fjord- og dallandskap (grunntypene fjordlandskap med grunne og vide fjorder og fjordlandskap med dype og trange fjorder) og ås- og fjelltopplandskap (grunntypen øy- og sundlandskap).

Landformenhetene strandvoll og kystgrotte er assosiert med spesifikke hovedtyper på natursystem-nivået

(henholdsvis kystnær grus- og steinmark og grotte) og kan være aktuelle å inkludere i beskrivelsessystemene for disse).

VariabeltypeVariabeltype: ST+SA (sammensatt variabel som består av 5 enkeltvariabler; 4 tetthets- og konsentrasjonsvariabler og en trinndelt andelsvariabel).

Variabelformel: 2TO+2TL+A7 [4 tetthetsvariabler der antall landformenheter av gitt type innenfor arealenheten telles opp (to av disse angis på logaritmisk skala) og én andelsvariabel for arealandel med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er)].

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 5 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen KP er gitt i Tabell 11.

Strandlinje (KP–1). Overgangen mellom hav og land er en viktig grense (NiN BD 6: Artikkel 3), på ikke bare på grunn av drastiske endringer i miljøforholdene, men også fordi de kreftene som virker der er viktige som landformdannende prosesser. Materiale som tilføres fra landsiden har en tendens til å bli avsatt, vannsprut gir økt frostsprengning og bølgene har både eroderende og transporterende kraft. Alle disse prosessene virker sammen og fører til danneløse av markerte strandlinjer, både i fast fjell og i løsmasser. Ofte reflekterer én og samme strandlinje hele mangfoldet av prosesser; både erosjon og avsetning, og former både i løsmasser og i fast fjell (Fig. 56). Hevete strandlinjer som består av en kombinasjon av erosjonsformer og avsetningsformer framviser ofte variasjon i kornstørrelse og markfuktighet og kan inneholde lokale kildeforekomster.

Strandvoll (KP–2). Bølger og strøm har stor kraft, både til å erodere og til å transportere materiale. Alle som har sett havet i storm har sett og følt styrken på denne kraften. Havtransportert materiale i form av drivved og tang, i dag også søppel, kastes på land i store voller (som, dersom de vedvarer, gir grunnlaget for natursystem-hovedtypen driftvoll). Hvis det finnes store løsmassemengder utenfor kysten, vil også stein, grus og sand kunne kastes opp i slike voller, som da får en enda tydeligere form og blir varige (Fig. 57). Strandvoller blir også tydeligere markert fordi bølgene har tendens til å grave i nivået rett under dem (nedover i fjæresonen). Materialet i strandvoll er gjerne grovere enn materialet i omgivelsene (steindominans på grusstrand, grusdominans på sandstrand; hører til natursystem-hovedtypen kystnær grus- og steinmark), men det grovere materiallaget er sjelden mer et par meter dypt. Langs kyster som hever seg, slik norskekysten har gjort helt siden siste istid, vil det stadig lages nye strandvoller under hverandre. På grunn av det grove materialet som ofte består av

Fig. 55. Kalvende bre (BF–7) i Kongsfjorden (Svalbard). Foto: Lars Erikstad.


58

rundslipte steiner, den gode dreneringen og ofte også kraftig eksponering for vær og vind, går den primære suksesjonen [lokal basisøkoklin primær suksesjon: primær suksesjon i kystnær grus- og steinmark (PS–B)] sakte og slike strandvollfelter kan mangle stabil vegetasjon av flerårige plantearter selv etter å ha ligget på tørt land i mange tusen år.

Kystklippe (KP–3) er en landformenhet som dannes der landmasser stiger opp av havet (Fig. 58). Begrepet kystklippe brukes ofte om alle steder der kysten utgjøres av fjell og knauser, men i NiN defineres kystklippe som en distinkt landform betinget av at havet holder eller har holdt kysten bratt ved erosjon i bunnen av en klippe. Havet (inkludert bølgene) er særlig effektivt som formende prosess der havet møter lagdelt fjell med erosjonssvake bergarter nær havnivå, eller der frostforvitringen er sterk. Forvitret materiale faller ned og fraktes bort av havet. Som for de aller fleste

landformenheter, kan en høy kystklippe være resultatet av en svært lang formgivende prosess, og de aktive prosessene kan ha vært mer aktive i tidligere tider. En vertikal klippe vil imidlertid, i motsetning til en slak kystlinje, ha vært kontinuerlig utsatt for bølgeerosjon og andre landformdannende prosesser gjennom tusener av år (kanskje hele landhevningsperioden etter siste istid). Breerosjon under istider kan også ha bidratt til å danne kystklipper, både ved ytterligere erosjon og ved å frakte bort forvitret materiale.

Kystgrotte (KP–4). Erosjon knyttet til bølgekraft i kombinasjon med frostsprengning kan føre til dannelse av kystgrotter i svakhetssoner i fjellet (Fig. 59). I harde bergarter slik som vi finner mange steder i Norge, tar dannelse av kystgrotter lang tid. Det finnes ikke mange eller store kystgrotter langs dagens havnivå, men hevete kystgrotter fra tidligere tiders havnivå finnes flere steder. Flere av disse ligger over marin grense og er følgelig

Tabell 11. Landformgruppa landformer knyttet til kystprosesser (KP): definisjoner av 5 landformenheter.


KP–1 strandlinje linjeformet markering av (dagens eller TL lengde i m assosiert naturtype:det er sterk relasjon med landskapsdel-hovedtypen tidligere tiders) havnivå, formet av erosjon delta og avsetning av materiale eksempel: hovedlinjen, et markert strandlinjesystem langs kystlinja fra avslutningen av siste istid kommentar: markerer dagens havnivå, tidligere tiders havnivå (på tørt land som følge av landhevning) eller nivå for tidligere tiders bredemte sjøer; kan forekomme i serier som sammensatt landform

KP–2 strandvoll voll av løsmateriale, formet av bølgevirkning TL lengde i m assosiert naturtype: det er sterk relasjon mellom strandvoll og landdskapsdel-hovedtypen delta og med natursystem-hovedtypen kystnær grus-og steinmark; gamle strandvoller på relativt fint substrat kan være bevokst med skogsmark eksempel: nord for Steine på vestsiden av øya Leka (Leka kommune, Nord-Trøndelag) kommentar: i tilknytning til dagens havnivå eller tidligere tiders havnivå (på tørt land som følge av landhevning); kan forekomme i serier som sammensatt landform

KP–3 kystklippe klippe formet ved bølgeerosjon A7 assosiert naturtype: sterk realasjon til livsmedium-hovedtypen grovere uorganiske substrater på land og natursystem-hovedtypene strandberg og nakent berg, grunntyper for (berg)vegg eksempel: Nordkapp (Nordkapp kommune, Finnmark) kommentar: finnes ofte på land i tilknytning til tidligere tiders havnivå (resultat av landhevning) avgrensningskommentar: det må fastsettes en nedre størrelsesgrense for kystklippe; tentativt settes minste høyde = 5 m

KP–4 kystgrotte grotte formet ved bølgeerosjon TO antall assosiert naturtype: kystgrotte er ensidig knyttet til natursystem- hovedtypen grotte grunntype [1] kystgrotte og annen grotte (som én av to grunntyper, den andre er kalkgrotte) eksempel: Torghatten (Brønnøy, Nordland) kommentar: finnes ofte på land i tilknytning til tidligere tiders havnivå (resultat av landhevning)

KP–5 rauk frittstående erosjonsrest av kystklippe TO antall assosiert naturtype: sterk realasjon til livsmedium-hovedtypen grovere uorganiske substrater på land og natursystem-hovedtypene strandberg og nakent berg, grunntyper for (berg)vegg (rauker på land som resultat av landhevingen) eksempel: Syltefjordsstauran (Båtsfjord, Finnmark) kommentar: i tilknytning til dagens havnivå eller tidligere tiders havnivå (på tørt land som følge av landhevning); kan forekomme i serier som sammensatt landform avgrensningskommentar: en frittstående erosjonsrest må være minst 2 m høy for å regnes som en rauk


59

formet av havnivået fra en tidligere istid enn den siste. Kystgrotter fungerer som sedimentfeller, og representerer et viktig naturarkiv for forståelse av istidshistorie. De er også ofte viktige kulturminner fordi folk har benyttet dem som boplass (http://www1.nrk.no/nett-tv/natur/spill/verdi/79426). Kystgrotte er entydig koblet til natursystem-hovedtypen grotte, grunntype [1] kystgrotte og annen grotte (som én av to grunntyper, den andre er kalkgrotte).

Rauk (KP–5). Dersom erosjonsprosessene vedvarer, kan frittstående kystklipper bli fullstendig erodert vekk (Fig. 60). Et seint stadium i denne prosessen er at deler av klippeformasjonene blir stående igjen som erosjonsrester i form av tårn av fjell, mer eller mindre isolert fra selve kystklippen (rauker). Rauker kan være omgitt av vann på alle kanter eller de kan stå på tørt land som følge av landheving.

Utbredelse og forekomstStrandlinje. Små strandlinjespor finnes langs kysten og langs bredden av de fleste innsjøer. Lettest ser vi dette i løsmasser, der det ikke kreves lang tid for å forme en strandlinje. Kraftig markerte strandlinjer tar imidlertid lang tid å forme, og slike finnes derfor bare unntaksvis langs dagens kystlinje. Dels skyldes dette at de formgivende prosessene ikke er sterke nok, dels skyldes det landhevingen som gjør at prosessene ikke får virke lenge nok på samme sted. Tidligere havnivåer har imidlertid formet omfattende (kilometerlange) strandlinjesystemer. Hovedlinjen er betegnelsen på et markert strandlinjesystem langs norskekysten (særlig tydelig i Nord-Norge) som ble dannet ved havnivået ved slutten av siste istid, i perioden 12 800–11 500 år siden (Yngre Dryas). Hovedlinjen ble altså formet samtidig som det mest omfattende brerandssystemet i Norge [Raet, hovedtrinnet; se landformenheten ende- og sidemorene i landformgruppa avsetningsformer knyttet til breer (AB)].

I Nord-Østerdalen og flere andre dalstrøk fantes ved avslutningen av siste istid store bresjøer. I disse bresjøene ble det dannet strandlinjer som vi i dag finner igjen som

Fig. 56. Strandlinje (KP–1). (a) Strandlinjer etter bredemt sjø i Grimsdalen (Folldal, Hedmark og Dovre, Oppland). (b) Strandlinjer etter ung bredemt sjø (Omnsbreen ved Finse, Ulvik, Hordaland). (c) Strandlinje i fast fjell (Børselvnes, Porsanger, Finnmark). (d) Flere strandlinjer ca. 70 m o.h. S f Steine på øya Leka (Skei, Leka, Nord-Trøndelag). De gamle rullesteinstrendene (natursystem-hovedtype kystnær grus- og steinmark) er fortsatt, mange tusen år etter at de på grunn av landhevingen ’forlot’ fjæresonen, ikke dekket av sammenhengende vegetasjon. Foto: Lars Erikstad (a–c), Rune Halvorsen (d).

a

b

c

d

Fig. 57. Strandvoll (KP–2). Serie av strandvoller ved Roddines (Porsanger, Finnmark). Foto: Lars Erikstad.


60

vannrette striper i dalsiden. I Nord-Østerdalen kalles denne formtypen for ’sete’.

Strandvoll. Finnmark har mange store strandvollfelter, men formtypen finnes langs hele kysten. Et eksempel på et velutviklet strandvollfelt, med mange strandlinjer over hverandre, finnes nord for Steine på vestsiden av øya Leka (Leka kommune, Nord-Trøndelag). Stedvis er strandvollene overgrodd av vegetasjon slik at de kan være vanskelig å se i terrenget.

Kystklippe. Kystklipper kan være inntil flere hundre meter høye, og forekommer langs det meste av kysten, særlig fra Vestlandet og nordover. Norges mest kjente kystklippe er Nordkapp (Nordkapp kommune, Finnmark).

Kystgrotte. Hullet i Torghatten (Brønnøy, Nordland) er en kystgrotte der fjellet er erodert tvers igjennom. Hullet, som er 160 m langt, inntil 35 m høyt og 15–20 m bredt, er en av våre strørste kystgrotter. Det ligger over marin grense og er derfor dannet før siste istid. Den gamle kystlinjen finnes igjen som en kant rundt fjellet (bremmen på hatten som fjellet er navnsatt etter).

Rauk. Rauker er relativt små former, finnes både langs eksisterende havnivå, for eksempel Syltefjordsstauran (Båtsfjord, Finnmark), og langs tidligere kystlinjer, for eksempel hovedlinjen.

F9 Landformer knyttet til vindprosesser (VP)

Generell karakteristikkVind har gjennomgående mye svakere eroderende kraft enn vann og is, først og fremst fordi luft er et medium med liten tetthet. Vinden kan derfor bare flytte små partikler, først og fremst sand. Landformgruppa landformer knyttet til vindprosesser (VP) omfatter bare en landformenhet, flygesanddyne, som finnes på steder med kontinuerlig tilgang på sand og tidvis sterk vind.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetFlygesanddyner er karakteriserende elementer (inngår i beskrivelsesystemet for) hovedtyper på landskapsnivå, uten klar tilknytning til spesifikke landskapshovedtyper.

Fig. 58. Kystklippe (KP–3) med fuglefjell (natursystem-hovedtypene fuglefjell-eng og fugleberg) ved Runde (Herøy, Møre og Romsdal). Foto: Rune Halvorsen.

Fig. 59. Kystgrotte (KP–4). Bildet viser inngangen til hullet i Torghatten (Brønnøy, Nordland). Foto: Rune Halvorsen.

Fig. 60. Rauk (KP–5), Bildet, som er tatt nedenfor kystklippa i Fig. 58, viser rauker ved Runde (Herøy, Møre og Romsdal). Foto: Rune Halvorsen.


61

Som sammensatt landform er flygesandfelt entydig knyttet til natursystem-hovedtypen sanddynemark.

VariabeltypeVariabeltype: SA (én tetthets- og konsentrasjonsvariabel).

Variabelformel: A7 (arealandel med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er).

Definisjoner og objektenheterKortfattet definisjon av landformenheten flygesanddyne (VP–1), som utgjør landformgruppa VP, er gitt i Tabell 12.

Vindtransportert materiale (flygesand) er finkornet sand som, når den avsettes, danner sanddyner med svært homogen kornstørrelse (se NiN BD 6: Artikkel 17 for

mer utførlig beskrivelse av vinden som geomorfologisk faktor). Dersom ikke disse dynene raskt stabiliseres av høy fuktighet eller av vegetasjon (se beskrivelse av natuirsystem-hovedtypen sanddynemark), vil det dannes flygesanddyner som, under vedvarende påvirkning av vind fra én dominerende vindretning, har en tendens til å vandre over landskapet når sand graves opp på den siden som vender mot vinden (lo side) og avsettes på den andre siden av sanddynen (i le for vinden).

Flygesanddyner danner komplekse sammensatte landformer (Fig. 61), Normalt vil dynene bli mer stabile innover land, som følge av primær suksesjon (vegetasjonen binder sanda) og fordi vindstyrken avtar [disse prosessene er sammen årsak til den lokale basisøkoklinen dynestabilisering (DS)], som beskriver variasjon innenfor åpen (ikke tresatt) sandynemark. Det finnes imidlertid store flygesandfelt fra slutten av siste istid som i dag forlengst er tilgrodd med skog eller hei, og framtrer som fastmarksskogsmark, boreal hei og fjellhei og tundra. Lokale forstyrrelser, som for eksempel hogst, kan føre til at flygesanden igjen legges åpen for vinderosjon og i ekstreme tilfeller gi opphav til større arealer med sekundær sandynemark. Ett eksempel på dette er kvitsanden i Røros. I kystområder er sandynemarka naturlig, ustabil og tiltak for å begrense sandflukt er vanlig (http://www1.nrk.no/nett-tv/natur/spill/verdi/79039).

Utbredelse og forekomstI Norge finnes ikke så mange (og heller ikke store) områder dominert av flygesanddyner. De enkelte flygesanddynene kan bli opp til 10–20 m høye, og opptrer ofte i større felt (sanddynefelt). Områdene som er sterkest formet av aktive vindprosesser ligger langs kysten; de største av disse finnes på sydkysten av Lista (Farsund, Vest-Agder) og på Jæren (Rogaland) der relativt smale sandyneområder strekker seg langs stranda i lengder av flere kilometer. Mindre områder med aktive flygesandfelt finnes i innlandet, knyttet til løsmasseforekomster som er rike på fin sand, for eksempel på kanten av større breelvdelta-avsetninger. Norges største flygesandfelt finnes på fjellet Ovddalsvárri langs Tanadalen i Finnmark. Fossile flygesandfelt, det vil si flygsandfelt som ble dannet under isavsmeltingen på steder med god materialtilgang, stabile fallvinder fra innlandsisen og med sparsomt med vegetasjon som kunne binde sandflukten, finnes

Tabell 12. Landformgruppa landformer knyttet til vindprosesser (VP): definisjon av 1 landformenhet.


VP–1 flygesand- hauger av sand, formet av vind A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til natursystem-hovedtypen dyne sanddynemark (som også omfatter (som også omfatter dynetrau, som ikke lenger har karakter av flygesanddyne) eksempel: Listastrendene, Jærstrendene kommentar: inngår i sammensatt landform (flygesandfelt)

a

b

Fig. 61. Flygesanddyne (VP–1). (a) Fra Jærstrendene ved Orre, Klepp, Rogaland). (b) Ved Sandfjorden (Vardø, Finnmark). Foto: Lars Erikstad.


62

flere steder i innlandet. Et typisk eksempel på dette er Gardermoen (Ullensaker, Nannestad og Eidsvoll kommuner, Akershus), et annet er sandflatene ved Elverum (Hedmark). Alle disse feltene er større enn 1 km2.

F10 Landformer knyttet til frostprosesser (FP)

Generell karakteristikkVann som utvider seg når det fryser til is, utøver en sterk kraft på det materialet vannet/isen er i kontakt med. Dette resulterer i mer eller mindre distinkte frostformer, som er samlet i landformgruppa landformer knyttet til frostprosesser (FP) eller periglasiale prosesser. Med unntak for de to landformenhetene for blokkmark er de seks landformenhetene som inngår i denne landformgruppa som sådan størrelsesmessig relativt beskjedne, med små enheter som repeteres over større områder og bygger opp sammensatte landformenheter som kan ha betydelig arealutstrekning.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetLandformenhetene i objektgruppa landformer knyttet vtil frostprosesser (FP) er viktige karakteriserende elementer i typer på landskapsnivået, først og fremst i alpine og arktiske områder. Med unntak for steinbre som er knyttet til hellende terreng og pals (som inngår i våtmarksmassiv (arealenheter på landskapsdel-nivået), er de øvrige landformenhetene i FP først og fremst knyttet til flatt eller svakt hellende terreng. Rikelig tilgang på vann, særlig om høsten, fremmer frostprosessene. Det er derfor særlig innenfor landskapstypene høyfjellsvidde (hovedtypen slettelandskap) og høyfjellslandskap med stort relieff (hovedtypen ås- og fjelltopplandskap) at landformenhetene i denne gruppa er viktige elementer i beskrivelsessystemet.

Flere av landformenhetene i FP er assosiert med spesifikke hovedtyper på nivåene landskapsdel og natursystem; se kommenatr i Tabell 13.

VariabeltypeVariabeltype: ST+SA (sammensatt variabel som består av 6 enkeltvariabler; én tetthets- og konsentrasjonsvariabel og 5 trinndelte andelsvariabler).

Variabelformel: TO+5A7 [én tetthetsvariabel der antall pingoer innenfor arealenheten telles opp; de seks andelsvariablene brukes for å angi arealandel av ulike frostbetingete landformer i arealfiguren med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 6 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen FP er gitt i Tabell 13.

Forvitringsblokkmark (FP–1). Vann som utvider seg når den fryser til is, kan sprenge fjell. Stående vann nede i små fjellsprekker får særlig stor sprengkraft. Slik frostsprengning er en forvitringsprosess. I svært frostutsatte områder vil frostbetinget forvitring føre til at alt fjell sprekker opp om bare prosessen får virke lenge nok. Steder som er sterkt utsatt for frostsprengning vil derfor over tid utvikle seg til store, mer eller mindre sammenhengende blokkmarker eller blokkhav (Fig. 62). På Svalbard er gjerne frostforvitringen kraftigere og resultatet en mer finkornet mark, typisk dominert av stein og/eller grov grus [forvitringsgrusmark (FP–7)]. Slik mark typifiseres på natursystem-nivået som hovedtypen polarørken, mens forvitringsblokkmark (og oppfrysingsblokkmark) utgjør natursystem-hovedtypen blokkmark.

Oppfrysingsblokkmark (FP–2) er en annen type blokkmark, som er utviklet med løsmasseavsetninger

a

b

Fig. 62. To eksempler på forvitringsblokkmark (FP–1). (a) På S. Knutshø (Dovre, Sør-Trøndelag). (b) Fra mellomalpin bioklimatisk sone nær toppen av Tronden (Alvdal, Hedmark). Foto: Rune Halvorsen.


63

knyttet til breer (morenemateriale) som utgangspunkt. Morenematerialet består ofte av usortert eller dårlig sortert materiale som inneholder alle kornstørrelser fra leire til blokker (Fig. 63). Morenemateriale med høyt innhold av fine kornstørrelsesfraksjoner holder godt på fuktigheten, og blir dermed sterkere utsatt for frostvirkning (tele). I vinterkalde områder vil frostvirkningen kunne ’fryse steiner og blokker opp’ til overflaten. Mekanismen bak oppfrysing, som er beskrevet i NiN BD 6: Artikkel 16, kan kort forklares med at når jorda fryser, vil volumutvidelse ved isdannelse heve steinen litt. Om sommeren når telen går ut av bakken vil steinene i jorda synke saktere tilbake fordi jorda under dem fremdeles er frosset. År for år kommer sderfor steinen nærmere overflaten, og til slutt kan den fryse helt ut. Resultatet blir en blokkmark som på overflaten kan minne om en oppfrysingsblokkmark, men som er forskjellig både i dannelsesmåte og egenskaper. Mens blokkene og steinene i oppfrysingsblokkmark hviler på finsedimenter med stor tilførsel av fuktighet (ofte står det vann mellom blokkene), er forvitringsblokkmark

en ’ekte blokkmark’ i den forstand at den er dannet på stedet ved forvitring av fast fjell – et tørt substrat med lite innslag av finmateriale. Begrepet blokkhav (som ikke nyttes i NiN) er i vanlig bruk om et stort, blokkdominert område og omfatter derfor både forvitringsblokkmark og oppfrysingsblokkmark.

Strukturmark (FP–3). Enhver breavsetning (morene) er utsatt for sprekkdannelse i forbindelse med tørke, oppvarming og frysing. Frosten trenger dypere ned langs sprekker enn der markoverflata er jevn og hel. Oppfrysing av materiale (NiN BD 6: Artikkel 16) skjer alltid vinkelrett på fryseplanet (grensen mellom frosset og tint materiale). Når fryseplanet er ujevnt, blir også bevegelsen av stein og blokker ujevn. Disse vil bevege seg mot sprekkene der frosten går dypest. Steiner og blokker vil ha en tendens til å samle seg på overflaten i et mønster som kan ligne på polygoner (Fig. 64) eller ujevne sirkler. De frostprosessene som frambringer slike polygonstrukturer og andre frostbetingete fin-skala overflatestrukturer, er komplekse og ikke fullstendig forstått. Sulebak (2007) gir en mer detaljert oversikt over det mangfoldet av

Tabell 13. Landformgruppa landformer knyttet til frostprosesser (FP): definisjoner av 6 landformenheter.


FP–1 forvitrings- landoverflate totalt dominert av blokker, A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til livsmedium-hovedtypen grovere blokkmark oppstått ved forvitring (frostsprengning) uorganiske substrater på land; sterk relasjon til natursystem-hovedtypen over lang tid blokkmark og i noen grad til polarørken eksempel: Høye fjelltopper over for eksempel nord i Hedmark, oppland og Møre og Romsdal.

FP–2 oppfrysings- landoverflate totalt dominert av blokker, A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til natursystem-hovedtypen blokkmark blokkmark oppstått ved oppfrysing av blokker i eksempel: Moreneflater med stor fuktighet i høyfjellet, for eksempel ved morenemateriale høyfjellsovergangen mellom Aurland og Erdal i sogn og Fjordane. kommentar: fuktighet i marka er en viktig forutsetning for oppfrysing

FP–3 strukturmark landoverflate der oppfryste steiner danner A7 assosierte naturtyper: strukturmark er entydig knyttet til natursystem- strukturer i form av polygoner, sirkler eller hovedtypen frostmark og frosttundra (svarer til trinn Y4 oppfrysingsmark striper langs den lokale basisøkoklinen frostvirkning på marka (FM) eksempel: finnes en rekke steder i fjellet, for eksempel ved Juvannshytta i Jotunheimen. kommentar: danner sammensatt landform; utforming av overflatemønstrene er avhengig av terrengets helning – i flatt terreng finnes polygoner og sirkler, i hellende terreng blir disse til striper

FP–4 pingo stor haug eller liten ås bygd opp omkring TO antall assosiert naturtype: det er sterk relasjon mellom pingo og natursystem- en helt eller delvis frossen kilde hovedtypen sterk kaldkilde, alle aktive pingoer inneholder minst én kilde; inaktive pingoer inneholder tilfrossete og/eller inaktive (’fossile’) kilder og har ikke noen spesifikk natursystem-type knyttet til seg eksempel: Reindalen, Spitsbergen kommentar: begrepet pingo brukes både om pingoer slik de er på Svalbard (helt eller delvis frosne kilder) og om landformer i store flate tundraområder

FP–5 steinbre steinmasser blandet med is som beveger seg A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til landskapsdel-hovedtypen ras- og nedover en skråning skredområder og natursystem-hovedtypen åpen ur og snørasmark eksempel: Finnes på Svalbard og enkelte steder i høyfjellet på fastlandet for eksempel i Troms.

FP–6 iskilepolygon polygoner av iskiler i marka på tundraflater, A7 eksempel: Finnes på tundrasletter på Svalbard, for eksempel i Adventdalen. dannet i store frost-sprekker ved gjentatt Fossile iskilepolygoner finnes på enkelte deltaflater på fastlandet (for vannoppfylling, tilfrysing og tining eksempel i Finnmark), særlig utenfor Raet.

FP-7 Forvitrings- Samme som forvitringsblokkmark, men der A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til natursystem-hovedtypen polarørken grusmark særlig sterk frost eller geologiske forhold gjør eksempel: Vanlig på Svalbard at forvitringsproduktet domineres av stein, grus og sand heller en blokk


64

ulike ’mikro-landformer’ som kan skilles ut innenfor den heterogene landformenheten strukturmark.

Steinpolygoner dannes på flat, fuktig mark steder med relativt steinrik morene. I slake skråninger vil polygonene trekkes ut til ellipser og steinstriper, fordi jordflyt (solifluksjon) kommer inn som en viktig prosess i tillegg til oppfrysing. Inne i polygonene (innenfor steinsirkelen, som oftest har en diameter på mellom 0,5 og 3(–5) m) finnes gjerne fin, fuktig mineraljord (silt og leire). På mark som er blokkrik nok til at markoverflata blir dekt av blokker, blir resultatet en nokså homogen oppfrysingsblokkmark.

Blant andre strukturmarksformer kan nevnes frostflekker og fastmarkstuer. Frostflekker dannes på steder med relativt finkornet, sterkt frosteksponert mineralmateriale, hvor frosten er så sterk at vegetasjonen ikke greier etablere seg. Slike områder synes på bakken som frostflekker uten vegetasjon. Sedimentoverflata kan ha mikroformer som minner om strukturmark,

men kan også være jevn. Fastmarkstuer er en annen mikroform, som er vanlig i frostutsatte områder. Når mark som er rik på fuktighet og finkornet materiale fryser, oppstår telehiv. Det dannes små islinser i bakken, vann trekkes mot de frosne områdene, og bakken hever seg helt lokalt. Gjentatte frostmønstre vil forsterke den mikrotopografiske variasjonen. Da dannes tett tuemark. Tuedannelsen synes å forsterkes av at de fin-skala terrengvariasjonene som dermed oppstår, bidrar til å forsterke variasjon langs markfuktighetsgradienter og andre lokale basisøkokliner på steder hvor miljøvariasjonen opprinnelig var liten.

Jordflyt som geomorfologisk prosess virker ofte sammen med oppfrysing, og mange mikro-landformer er resultatet av en samvirkning mellom de to prosessene. Begge prosesser er relatert til frost (jf. NiN BD 6: Artikkel 14), men jordflyt er først og fremst en massebevegelsesprosess drevet av tyngdekraften og landformenheten flytjordsvalk er derfor inkludert i landformgruppa landformer knyttet til massebevegelse på land (ML).

Pingo (FP–4) er en stor haug av frossent materiale (Fig. 65). To veldig forskjellige kategorier av landformer går under navnet pingo. I NiN vil begrepet pingo bli brukt for den av disse landformkategoriene som finnes i NiN-området (bare på Svalbard) og som er knyttet til

Fig. 63. Oppfrysningsblokkmark (FP–2) ved Tissedalsflyane (Aurland, Sogn og Fjordane). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 64. Strukturmark (FP–3). (a) Frostpolygoner. (b) På hellende mark dras frostpolygonene ut til froststriper på grunn av jordsig. Begge bilder er fra ved Juvasshytta (Bøverdal, Lom, Oppland). Foto: Lars Erikstad (a), Rune Halvorsen (b).

a

b

Fig. 65. Pingo (FP–4). To pingoer i Reindalen (Svalbard), fotografert fra ulike vinkler. Foto: Lars Erikstad.


65

dalbunner (den andre minner om en stor pals og finnes på fuktige, slake tundraflater). En (slik) pingo dannes omkring et stabilt kildevannsoppkomme. Slike finnes gjerne i dalbunner like under der dalsida flater ut. I kalde strøk har kildevannet en temperatur nær frysepunktet. I den lange, kalde årstiden vil det kunne strømme ut betydelige mengder vann (eventuelt med suspendert materiale), som fryser i og omkring kildepunktet. Når vannet fryser, vil marka heves av frostvirkningen. Over tid vil det kunne utvikles en stor haug med delvis frossent materiale (is og mineralmateriale) omkring kildepunktet. Dette er en pingo [se Liestøl (1977) for mer inngående beskrivelse og oversikt over forekomsten av pingoer på Svalbard]. Etter hvert som pingoen øker i størrelse, øker også sannsynligheten for at kildevannet finner seg en annen veg eller kilden tørker ut. Da vil pingoen ikke lenger være aktiv. I et tilstrekkelig kaldt klima, vil en slik ’fossil pingo’ kunne vedvare over lang tid, mens den ellers vil smelte ned. Fordi mesteparten av pingoens volum består av is, vil den miste sin haugform og ofte ende opp som en liten innsjø.

Steinbre (FP–5). Når frosten trenger ned i ei ur som hviler på fuktig undergrunn, vil isen mellom

steinblokkene kunne bli plastisk slik at ura få noen av de samme egenskapene som en isbre, blant annet kan ura starte et langsomt sig nedover bakken (Fig. 66). Den er da blitt til en steinbre. En slags steinbre (overgang til en sterkt hellende bre) kan også oppstå dersom ur- og morenemasser raser ned over breisen.

Iskilepolygon (FP–6). Når et løsmassedekke utsettes for sterk og vedvarende frost, kan overflatematerialet trekke seg sammen og sprekke opp i et nettverk av uregelmessige polygoner. I sommersesongen fylles sprekkene med vann og sedimenter som om vinteren fryser til is. Sprekkene vil utvide seg år for år fordi de fylles av iskiler. Det vil oppstå en sammensatt landform som består av polygoner adskilt av iskiler (iskilepolygoner). Sprekkene med iskiler (Fig. 67) vil samle vann om sommeren og ha fuktigere vokseforhold enn områdene rundt (se også polygonmyr - TM-16).

Forvitringsgrusmark (FP–7) er i prinsippet en forvitringsblokkmark der særlig sterk frost eller geologiske egenskaper ved bergarten gjør at forvitringsproduktet domineres av stein og grus, ikke blokker (Fig. 68).

Utbredelse og forekomstForvitringsblokkmark finnes i svært varierende størrelse, fra små blokkfelt under skalagrensen for landskapsdel (1 ha) til sammenhengende områder flere km2 store. Mesteparten av de indre delene av Varangerhalvøya (som tilhører det arktiske området på det norske fastlandet) er dekket av forvitringsblokkmark. Forvitringsgrusmarka er særlig assosiert til natursystem-hovedtypen polarørken og kjent fra Svalbard.

I Sør-Norge faller øvre høydegrense for forvitringsblokkmark mot vest. Samme høydeprofil fra vest til øst har øvre grense for forekomst av breer. Denne grensa har vært tolket som nedre grense for forekomst av nunatakker, det vil si fjelltopper som aldri har vært nediset, under siste istid. Nyere forskning viser at breen under siste istid stedvis har vært så kald at bresålen var fastfrosset til underlaget. En fastfrosset bre eroderer ikke

Fig. 66. Fossil (inaktiv) steinbre (FP–5) i Grimsdalen (Dovre, Oppland). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 67. Iskilepolygon (FP–6) (Adventdalen, Svalbard). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 68. Forvitringsgrusmark (FP–7) ved Tempelfjorden (Svalbard). Foto: Lars Erikstad.


66

underlaget, men bevarer det slik det var. En nyere tolking knytter derfor grensa for forvitringsblokkmark til en grense for lang varighet av kald is under siste istid.

Oppfrysingsblokkmark fra siste istid finnes først og fremst som mindre blokkmarker på relativt flat mark eller i svake forsenkninger i mellom- og nordboreal samt lavalpin bioklimatisk sone (BS), Rikelig vanntilgang og sterk frostvirkning har bidratt til å hindre etablering av vegetasjonen på den grovblokkige marka..

Strukturmark er vanlig i fjellet over hele landet og på Svalbard og kan lokalt dekke arealer på opptil 1 km2. Oftest finnes slik mark i mindre konsentrasjoner. Utformingen av strukturmarka (for eksempel formen på polygoner og fordeling av materialet i dem) er avhengig av en rekke faktor (egenskapene i den opprinnelige morenen, frost/tinesyklusene, vanntilgangen, terrengets helning etc.). Mikroformer som hører til denne landformgruppa finnes også i ferskt morenemateriale (natursystem-hovedtype breforland og isavsmeltingsområde).

Pingo forekommer på Spitsbergen. En av de klassiske pingoforekomstene finnes i Reindalen mellom Longyearbyen og Svea (sidedal til van Mijenfjorden). Pingoene på Spitsbergen er normalt opp til 30 m høye og kan nå en diameter på opp til 200 meter

Steinbre er vanlig på Svalbard. Av størrelse svarer de til størrelsen på rasur (talus), landformenhet i landformgruppa landformer knyttet til massebevegelse på land (ML). Små steinbreer er heller ikke uvanlig i høyfjellet på fastlandet. Inaktive eller svært lite aktive steinbreer finnes som en relikt etter et kaldere klima mot slutten av istiden.

Iskilepolygon finnes på Svalbard, men på fastlandet i Norge bare som fossil form på hevete deltaflater. Best utviklet er iskilepolygonmark utenfor hovedtrinnsmorenene (raet, som er fra yngre dryas)

i Finnmark. Iskiler kan også ses sporadisk i grustak. Iskilepolygoner kan ha diameter på opp mot 30 m, mens de svake forsenkningene som markerer aktive eller fossile iskiler oftest ikke er mer en halv meter breie.

F11 Landformer knyttet til marine strøm- og rasprosesser (mR)

Generell karakteristikkLøse masser vil, når motstanden mot bevegelse (friksjonen) er lav nok, rase eller skli ned en skråning inntil de når bunnen av skråningen eller møter en hindring som bremser dem opp. Massetransport finner sted både på land og i vann. Landformgruppa landformer knyttet til marine ras- og skredprosesser (MR) omfatter fire landformenheter, hvorav marint gjel definerer en type på landskapsnivået og de øvrige tre utgjør mer eller mindre distinkte landformer som spenner over et stort størrelsesspekter.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetLandformenheten marint gjel definerer en landskapstype med samme navn innenfor landskapstypen kontinentalskråningen. De øvrige landform-enhetene er viktige karakteriserende elementer i typer på landskapsnivået; marint rasområde først og fremst knyttet til typen jevn kontinentalskråning (innenfor hovedtypen kontinentalskråningen), men også i fjord- og marine dalsider; sammensatte landformer med vandrende marin sanddyne og pløyespor forekommer først og fremst i tilknytning til kontinentalsokkelslette (type innenfor slettelandskap).

Tabell 14. Landformgruppa landformer knyttet til marine ras- og strømprosesser (MR): definisjoner av 4 landformenheter.


MR–1 marint gjel dyp dal med bratte sider, som skjærer B assosiert naturtype: store marine gjel korresponderer eksakt med gjennom kontinentalskråningen, dannet landskapstypen kontinentalskråningen [2] marint gjel ved en kombinasjon av massebevegelses- eksempel:Bleiksdjupet utenfor Vesterålen (Nordland) prosesser (ras, skred, slamstrømmer)

MR–2 marint skred- marine skråninger som har vært utsatt for A7 assosiert naturtype: marine skredområder er først og fremst knyttet til område skred og som ikke tilfredsstiller definisjonen landskapshovedtypen kontinentalskråningen av marint gjel eksempel: Storeggaskredet

MR–3 vandrende dynamiske hauger av sand på havbunnen, A7 assosiert naturtype: sterk relasjon til natursystem-typene mellomfast afotisk marin som danner et karakteristisk bølgemønster saltvannsbunn [1] afotisk bløt mellomfast bunn og mellomfast eufotisk sanddyne saltvannsbunn [2] eufotisk bløt mellomfast bunn i salt vann eksempel: Håla utenfor Lofoten (Nordland) kommentar: danner sammensatte landformenheter

MR–4 pløyespor Langstrakte søkk eller små daler på A7 assosiert naturtype: sterk relasjon til landskapstypen slettelandskap [3] havbunnen, forårsaket av isfjellbevegelse kontinentalsokkelslette; sterk relasjon til natursystem-typene mellomfast afotisk saltvannsbunn [5] afotisk moreneleirebunn og mellomfast eufotisk saltvannsbunn [8] eufotisk moreneleirebunn kommentar: danner sammensatte landformenheter


67

VariabeltypeVariabeltype: SA+SB (sammensatt variabel som består av 4 enkeltvariabler; tre trinndelte andelsvariabler og én binær enkeltvariabel).

Variabelformel: 3A7+B [tre andelsvariabler for arealandel med forekomst av sammensatte landformenheter med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er; og én binær variabel, det vil si registrering av forekomst/fravær).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 4 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen MR er gitt i Tabell 14.

Marint gjel (MR–1). Kontinetalskråningen strekker seg langs hele norskekysten fra sør på Vestlandet til Nord-Troms og videre nordover til vest av Svalbard (se beskrivelse av landskaps-hovedtypen kontinentalskråningen). Bunndypet faller fra 200–500 meter på kontinentalsokkelen ned til 2000–2500 meter på dyphavssletta utenfor sokkelen. I denne skråningen finner ulike typer av massebevegelse og massestrømmer sted, som har stor betydning for havbunnstopografien. Flere steder skjærer store marine gjel (canyoner) gjennom kontinentalskråningen (Fig. 69). Disse er formet av store masseskred i kombinasjon med ras, mindre skred og slamstrømmer. Marine gjel er store og dype daler, ofte med bratte sider og raskanter, og gjerne med en stor vifte av skredmateriale nedenfor gjelet. Landformenheten

Fig. 69. Marint gjel (MR–1). Kontinentalskråningen utenfor Lofoten og Vesterålen inneholder flere matine gjel (a). (b) viser ett av disse, med terrengprofil. Fra Thorsnes et al. (2009).

a

b


68

utgjør en egen landskapstype under landskapshovedtypen kontinentalskråningen.

Marint skredområde (MR–2). Leir- og fjellskred på land langs kysten (for eksempel i fjordsider) og under vann kan resultere i forflytning av masser ned i vann og dannelse av marine skredområder som har store fellestrekk med tilsvarende landformer knyttet til massebevegelse på land (ML). I kontinentalskråningen har det gått flere store skred (Fig. 70) som har berørt enorme områder (men uten å gi opphav til distinkte gjel, jf. landformenheten marint gjel). Rasprosesser (se NiN BD 6: Artikkel 11 for drøfting av forskjeller mellom ras og skred) er viktigere for utformingen av marine gjel enn for marine skredområder, men kan stedvis (i bratte skråninger) bidra til utformingen av landformenheten.

Vandrende marin sanddyne (MR–3). På samme måte som vinden på land setter sand i bevegelse, kan strøm i havet samle sand i undersjøiske rygger eller dyner som beveger seg over bunnen (vandrende marin sanddyne). Saltvannsbunn med ustabil, sortert sand er et vanskelig substrat for organismer å leve i (se beskrivelse av natursystem-hovedtypen mellomfast afotisk saltvannsbunn). Det er viktig å merke seg at noen sandyner er dannet under tidligere strømforhold og ikke lenger er aktive. Her vil miljøforholdene være ulike det som finnes på aktive sandyner.

Pløyespor (MR–4). Under istiden strakk breene helt ut i havet, hvor de kalvet store isfjell som ble ført med kyststrømmen nordover langs kysten. Is er lettere enn vann og flyter, men ligger tungt i vannet. Ni

Fig. 70. Marint skredområde (MR–2) kan variere enormt i størrelse. Bildet viser dybdeforholdene på havbunnen utenfor Midt-Norge, hvor to av de største marine skredområdenme i norsk farvann, Storeggaskredet og Trænadjupsskredet, er markert. Fra Ottersen & Auran (2007).


69

tideler av et isfjell ligger under vannoverflaten. Under istiden lå havnivået mye lavere enn nå, og der vannet var tilstrekkelig grunt skrapte isfjellene ned i bunnen og pløyde opp ett tett mønster av grunne små daler (pløyespor) (Fig. 11a).

Utbredelse og forekomstMarint gjel. Kontinentalskråningen utenfor Nord-Norge har mange store marine gjel med vifter foran, men slike gjel finnes flere steder langs kysten. Et av de mest typiske gjelene er Bleiksdjupet utenfor Andøya i Vesterålen (Andøy, Nordland).

Marint skredområde. Marine skredområder finnes i størrelser fra skred sammenliknbare med ras og skred på land til de enorme skredene man nå veit at har gått i havområdene utenfor Norge. Det av disse som er mest kjent, og som ligger nærmest opp til vår tid, er Storeggaskredet som gikk for ca. 8100 år siden. Storeggaskredet gikk utenfor kysten av Møre og strekker seg 800 kilometer ut i dyphavet. Mengden av skredmasser er beregnet til 3 000 kubikkkilometer (km3) og skredet berørte et areal på 95 000 km2, over en fjerdedel av Norges landareal! Skredet førte til en stor tsunami som berørte store deler av Norges kyst og østkysten av Island, Færøyene, Shetland og Skottland.

Vandrende marin sanddyne. En ganske vanlig formtype. Et stort felt av vandrende marin sanddyne er kjent fra Hola (’Håla’) utenfor Bø i Vesterålen. Ellers finnes sammensatte landformer med vandrende marin sanddyne flere steder langs kysten. Disse er sjelden over 1 km2 store.

Pløyespor er kjent fra dybder ned til rundt 350 meter langs hele kysten fra Hordaland til Troms. Pløyesporene er typisk 5–20 m dype og 50–500 m brede, men kan være flere kilometer lange. Pløyespor finnes også på land, som resultat av landheving etter istida. På leirslettene på Romerike og rundt Vorma (Akershus) finnes pløyespor som ble dannet av isfjell som ble ført ned Østerdalen under en kjempeflom i forbindelse med tappingen av de store bredemte sjøene. Disse pløyesporene er vanskelig å se, men svake høydeforskjeller som gir opphav til variasjon i fuktighetsforhold gjør at sporene kan ses fra lufta som regelmessig variasjon i planteveksten på fulldyrket mark.

F12 Landformer knyttet til massebevegelse på land (ML)

Generell karakteristikkMassebevegelse i skråninger forårsaker dennalse av ras- og skredområder, som omfatter sju ulike landformenheter som er resultatet av steinsprang, ras (forstyrrelse i skråning forårsaket av at snø-, is- eller vannmasser passerer over marka) og skred (spontan utrasing og nedadrettet transport av stedegne materialmasser i en

skråning, forårsaket av erosjon nedenfra eller fra sidene, eller av prosesser i massene). Flytjordsvalk, den åttende landformenheten i denne gruppa, er en mindre landform som kan danne store, sammensatte landformer i alpine og arktiske områder.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetAlle landformenheter i landformgruppa landformer knyttet til massebevegelse på land (ML) med unntak for flytjordsvalk er entydig knyttet til landskapsdel-hovedtypen ras- og skredområder, og er naturlige kilder til variasjon innenfor denne hovedtypen. Sannsynligvis bør disse landformenhetene likevel også inngå i beskrivelsessystemet for arealenheter på landskapsnivået. Flytjordsvalk forekommer som sammensatt landform over større områder, men er aktuell for beskrivelsessystemer både på natursystem- og landskapsnivået. VariabeltypeVariabeltype: ST+SA (sammensatt variabel som består av 8 enkeltvariabler; 7 tetthets- og konsentrasjonsvariabler og en trinndelt andelsvariabel).

Variabelformel: 2TO+5TL+A7 [7 tetthetsvariabler der antall landformenheter av gitt type innenfor arealenheten telles opp (for fem av disse angis arealdekning på logaritmisk skala) og én andelsvariabel for arealandel med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er)].

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 8 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen ML er gitt i Tabell 15.

Talus (ML–1). Under bratte fjellsider der det stadig går steinsprang og mindre ras, vil det over tid bygge seg opp en rasur (Fig. 71), en talus. Rasaktiviteten kan variere mye, både i rom og tid. På grunn av styrtgradering (variasjon i bevegelsesenergi mellom materiale av ulike kornstørrelser), sorteres materialet innenfor i talusen (se NiN BD 6: Artikkel 11 for mer utførlig omtale av massebevegelse i skråninger som geomorfologisk prosess). Store stein har størst bevegelsesenergi og raser langt ned i fjellsiden, mens finere materiale legger seg til ro lengre oppe. Dette resulterer i en gradient i dominerende kornstørrelse fra finere, oftest grov sand og/eller grus og små stein (øverst) til blokkdminert (nederst). Denne variasjonen i kornstørrelse gjenspeiler seg i artenes fordeling i ura (se beskrivelsessystemet for variasjon innenfor natursystem-hovedtypen åpen ur og snørasmark). Jo større del av rasmaterialet som kanaliseres gjennom et trangt skar, desto tydeligere vifteform får ura (talusen). Hvis materiale løsner fra et langstrakt stup, blir ura langstrakt uten klar vifteform. Begge formtyper og


70

alle overganger er vanlig.Protalus (ML–2). Materiale som faller ned på

permanente snøfonner og raser eller siger videre nedover snøoverflata, vil ofte samles i enden av snøfonnen som en rygg eller haug; en protalus. Slike rygger kan være vanskelig å skille fra morenerygger.

Fjellskredur (ML–3) er ur som oppsto spontant etter ett enkeltstående, massivt fjellskred (Fig. 72). Fjellskredur kjennetegnes ved ikke å ha styrtgradering; oftest består

ura av store fjellblokker som i ekstreme tilfeller kan fylle en hel dalbunn.

Flomskredvifte (ML–4) er en rasur som er ofte og sterkt utsatt for snøskred og bekkeflommer (Fig. 73). Årlige bekkeflommer påvirker overflatens utforming (se kapittel B2b om glasiale erosjons-og sedimentasjonsprosesser) ved å erodere vekk materiale og ved å avsette levéer [levé er en landformenhet i landformgruppa avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR)] på overflaten av den

Tabell 15. Landformgruppa landformer knyttet til massebevegelse på land (ML): definisjoner av 4 landformenheter.


ML–1 talus (rasur) ur under skar eller stup, bygd opp av TL areal i m2 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår alltid i) landskapsdel- utrast materiale, sortert ved styrtgradering hovedtypen ras- og skredområder; finnes også ofte i (har sterk relasjon til) landskapsdel-hovedtypen skogsbekkekløft, landskapshovedtypen fjord- og dallandskap og til natursystem-hovedtypen åpen ur og snørasmark eksempel: talus (rasur) finnes i de fleste bratte dal- og fjordsider kommentar: styrtgradering (variasjon i bevegelsesenergi mellom materiale av ulike kornstørrelser) fører til sortering av materiale innad i talusen (det groveste materialet transporteres lengst ned i ura)

ML–2 protalus rygg eller haug av materiale som har sklidd TO antall assosiert naturtype: sterk relasjon til landskapsdel-hovedtypen ras- og over eller seget gjennom en snøfonn skredområder og til natursystem-hovedtypen åpen ur og snørasmark avgrensningskommentar: kan lett forveksles med en morenerygg eksempel: Relativt vanlig i høyfjellet og på kysten i nord, gjerne foran snøleier i bratt terreng.

ML–3 fjellskredur ur med grove blokker, oppstått som resultat TL areal i m2 assosiert naturtype: ensidig knyttet til landskapsdel-hovedtypen ras- og av enkeltstående fjellskred skredområder, sterkt relatert til natursystem-hovedtypen åpen ur og snørasmark eksempel: Gloppedalsura i Rogaland.

ML–4 flomskred- ur med overflate som er preget av snøras TL areal i m2 assosiert naturtype: ensidig knyttet til landskapsdel-hovedtypen ras- vifte og bekkeflommer med levédannelse på og skredområder, sterkt relatert til natursystem-hovedtypen åpen ur og grunn av stor materialtrans-port med snørasmark; kan forekomme sammen med landformenheten elvevifte flomvannet [landformgruppe avrenningsformer knyttet til rennende vann (AR)] eksempel: vanlig på Svalbard og i bratte strøk på Vestlandet og Nord- Norge, for eksempel Troms.

ML–5 leirskredgrop etter kvikk-leireskred (leirfall) TL areal i m2 assosiert naturtype: ensidig knyttet til landskapsdel-hovedtypen ras- og grop skredområder; natursystem-typen åpen skredmark [1] nakent leirskred er sterkt relatert til denne landform-enheten eksempel: Rissaraset (Rissa, Sør-Trøndelag) kommentar: de fleste leirskredgroper bakkeplaneres etter skredet og dyrkes deretter opp

ML–6 jordskred utglidning av jordmasser, for eksempel i TL areal i m2 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår alltid i) landskapsdel- morenedekte fjellsider hovedtypen ras- og skredområder; sterk relasjon også til landskapsdel- hovedtypen skogsbekkekløft og til natursystem-typen åpen skredmark, grunntypene for jordskred eksempel: Vanlig forekommende i bratt terreng kommentar: i lavlandet gjennomgår de fleste små jordskred en rask utvikling via jordskred-eng (tilbake) til skogsmark, store skred og skred i fjellet forbli åpne og/eller uten stabil flerårig vegetasjon i mange år; forekommer også i menneskelagde fyllinger (for eksempel veiskråninger)

ML–7 snørasvoll rygg av jord og stein som samler seg opp TO antall assosiert naturtype: sterkt relatert til landskapsdel-hovedtypene ras- og ved foten av stabile snøskredbaner, særlig der skredområder og skogsbekkekløft og natursystem-typen åpen skredmark, snøskredet bremses opp i vann slik at materiale grunntypene for jordskred (men kan også forekomme utenfor den fra vannet eller elva blir slynget opp på land egentlige skredmarka) eksempel: Ikke uvanlig i bratte strøk der det går jevnlig snøras.

ML–8 flytjordsvalk ustabil jordmasse (oftest oppbløtt morene- A7 assosiert naturtype: sterkt relatert til natursystem-hovedtypen frostmark og materiale) som formes til valker eller tunger frosttundra [trinn Y3 flytjordsmark langs den lokale basisøkoklinen ved jordsig i skråninger frostvirkning på marka (FM)]; relativt sterke relasjoner også til natursystem-hovedtypene fjellhei og tundra og snøleie kommentar: danner sammensatt landform som kan dekke relativt store arealer


71

vifteformete talusen, og bidrar på denne måten til å forme den og til å bygge den opp. Resultatet blir en flomskredvifte. Sammen med snøskredaktivitet er flom viktige elementer i et sammensatt forstyrrelsesregime på vifta. Dette skiller flomskredvifta klart fra en vanlig rasur (talus).

Leirskredgrop (ML–5). Leire avsatt i havet er bygd opp av leirpartikler [se beskrivelse av den lokale basisøkoklinen kornstørrelse (KO)] og havsalt. Leirpartiklene er flate, og ligger stablet som et korthus med saltet som stabiliserende byggesteiner mellom hvert ’kort’. Etter at leira kommer på land som resultat av landheving, vil tilførsel av ferskvann (grunnvann og overflatevann) over lang tid vaske saltet ut av leiren. Leiren blir da ustabil (’kvikk’); det vil si at bare en liten forstyrrelse kan gjøre den flytende slik at den begynner å forflytte seg nedoverbakke. Faktiorer som kan initiere et leirskred (leirfall) er undergraving av elv eller bekk, og menneskelig aktivitet. Store områder kan gå med i skredet, som etterlater seg en leirskredgrop. Leirskred

a

b

c

Fig. 72. Fjellskredur (ML–3). (a) Fjellskred og fjellskredur i Fortunsdalen, Fortun, Luster, Sogn og Fjordane), oppstått ved utglidning at et større fjellparti. (b-c) Gloppedalsura (Gjesdal, Rogaland) er en enorm fjellskredur som dekker hele dalbunnen. Bildene viser ura fra to ulike vinkler. Foto: Rune Halvorsen (a), Lars Erikstad (b–c).

a

b

Fig. 71. Talus (ML–1). (a) Flere talusavsetninger ved Tempelet (Tempelfjorden, Svalbard). Merk at en av talusene har et flatt parti. Dette indikerer at den antagelig har seget fram som en steinbre (FP–5). (b) Stor, vifteformet talus (Gravemsura, Romfo, Sunndal, Møre og Romsdal) med variasjon langs økoklinen primær suksesjon: primær suksesjon i ur og skredmark (PS–C) fra trinn C1 koloniseringsfase (åpen ur og snørasmark, grunntyper for ur) til trinn C2 sluttet vegetasjonsfase (åpen ur og snørasmark, grunntyper for rasmarkeng) og videre til fastmarksskogsmark). Denne variasjonen gjenspeiler variasjon i forstyrrelsesintensitet innenfor en talus. Foto: Lars Erikstad (a), Rune Halvorsen (b).


72

Fig. 73. Flomskredvifte (ML–4) ved Veitastrond (Hafslo, Luster, Sogn og Fjordane). Velutviklete eksempler på landformenheten levé (AR–6) finnes langs flomløpene. Foto: Lars Erikstad.

a

b

Fig. 74. Leirskredgrop (ML–5). (a) Liten leirskredgrop fra Skedsmo (Akershus). (b) Minnestøtte og informasjonstavle ved stedet for det store Verdalsraset (Verdal, Nord-Trøndelag). Raskanten kan skimtes i bakgrunnen. Foto: Lars Erikstad.

skjer ofte i terreng som ikke er veldig bratt (Fig. 74).Jordskred (ML–6). Etter langvarig regnvær kan

tjukke jordmasser i bratte fjellsider bli så mettet med vann at de blir ustabile. Resultatet kan bli at det går jordskred (Fig. 75). Jordskred er ofte engangshendelser, og suksesjonen fra nakent jordskred (grunntype i natursystem-hovedtypen åpen skredmark) via jordskred-

Fig. 75. Snørasutløst jordskred (ML–6) som etterlot mye nakent berg. Merk jordvoll langs jordekanten (Stryn, Sogn og Fjordane). Foto: Rune Halvorsen.

enger (to grunntyper i samme hovedtype) til skogsmark eller andre natursystem-hovedtyper går da relativt raskt. Landskapsinntrykket vil derfor preges av jordskred i relativt kort tid. Noen steder går imidlertid gjentatte jordskred, og jordskred og jordskredbaner vil da prege landskapsinntrykket over lengre tid (liksom snørasbaner kan gjøre). Dersom alle jordmassene raser ut slik at fast fjell blottlegges i skredbanen, blir jordskredbanen stående som en godt synlig landform over lang tid.

Snørasvoll (ML–7). Steder der det ofte går snøras resulterer ofte i snørasbaner som er lett synlige i landskapet. Snøras er en viktig forstyrrelsesfaktor med sterk effekt på artssammensetningen [se beskrivelse av den lokale basisøkoklinen ras- og skredhyppighet: snørashyppighet (RS–A)]. Ved høy (trinn 4 høy og forutsigbar og trinn 5 årviss) intensitet av snøraspåvirkning utvikles snørasmark (grunntyper innenfor natursystem-hovedtypen åpen ur og snørasmark). Disse snørasbanene framstår imidlertid vanligvis ikke som distinkte landformer sjøl om snøen kan føre med seg en del jord og stein på sin vei nedover fjellsidene. Der snøras treffer vann i form av grunne tjern eller elver, kan bevegelsesenergien resultere i en sjokkbølge som kaster opp en rygg av stein på baksiden av vannet (en ’mini-tsunami’). Dette er en snørasvoll (Fig. 76).

Flytjordsvalk (ML–8). Fryse- og tineprosesser i jord i bratte skråninger, fulgt av vannmetning av marka, fører til jordsig nedover bakken. Vegetasjon eller steiner nær jordoverflata binder bevegelsen i overflaten og fører til ujevn jordbevegelse (solifluksjon). I den roterende bevegelsen som oppstår, dannes jordtunger (Fig. 77) eller flytjordsvalker (flytjordsvoller, solifluksjonstunger). Større steinblokker beveger seg ofte raskere enn materialet rundt, og pløyer opp en voll foran seg og etterlater en fure i bakkant.


73

a

b

Fig. 77. Flytjordsvalk (ML–8). (a) Dalside preget av flytjordsvalker (Oppdal, Sør-Trøndelag). (b) Stor flytjordsvalk (Finse, Ulvik, Hordaland). Foto: Lars Erikstad.

Utbredelse og forekomstMed unntak for landformenhetene leirskredgrop og flytjordsvalk er alle landformenhetene i ML betinget av generelle massetransportprosesser i skråninger. Slike prosesser favoriseres av et fuktig, kjølig og snørikt klima og landformenhetene i gruppa ML øker derfor i hyppighet mot et mer oseanisk og snørikt klima [regional økoklin bioklimatiske seksjoner (BH)]. Massebevegelsesprosesser fremmes også av høye og bratte dal-, fjord- og fjellsider. De aktuelle landformenhetene er derfor vanligst i kyst- og fjordstrøk fra Vestlandet og nordover, samt på Svalbard. Talus (rasur) er også relativt vanlig utenfor dette området på steder med egnet topografi.

Hver enkelt arealenhet av landformenhetene i denne landformgruppa har normalt relativt begrenset utstrekning (fjellsider med noen hundre meters bredde), men rasurer (taluser) under langstrakte stup kan bli flere kilometer lange. Også landformenhetene fjellskredur og leirskredgrop kan danne ganske store arealenheter.

Fjellskred kan føre til store naturkatastrofer. De mest kjente fjellskredene i Norge i nyere tid er Loenskredene i 1905 og 1936 (Loen, Stryn, Sogn og Fjordane) og Tafjordskredet (Norddal, Møre og Romsdal) i 1934,

som til sammen kostet 175 mennesker livet. I Norge har det historisk sett gått 2–3 fjellskred med katastrofale følger hvert hundreår. Det største historiske fjellskredet i Norge er Tjelleskredet i Langfjorden, en sidearm til Romsdalsfjorden (Nesset, Møre og Romsdal), som fant sted i 1756. Omfanget av dette fjellskredet er anslått til omtrent 15 millioner m3 (ca. 40 millioner tonn) steinmasse, og førte til flodbølger som var over 50 m høye (http://www.geoportalen.no/skredulykker/fjellskred/).Til sammenlikning omfattet Tafjordskredet ca. 3 millioner m3 steinmasse, men det er anslått at flodbølgen som oppsto etter fjellskredet i Loen i 1936 der deler av det 1493 m høye Ramnefjellet løsnet og falt ned i Loenvatnet hadde en høyde på 70 m. Ingen av disse fjellskredene har imidlertid etterlatt noen fjellskredur på land.

Et eksempel på en stor fjellskredur er Gloppedalsura (grensa mellom Bjerkreim og Gjesdal kommuner, Rogaland). Denne ura dekker hele dalbunnen. Skredaktiviteten var trolig særlig stor rett etter istiden (på grunn av trykkavlasting av fjell som før var dekket av is). Gloppedalsura kan være resultatet av en kombinasjon av steinsprang og fjellskred.

Leirskredgrop. Leirfall eller leirskred harr vært vanlig i områder i Norge som er dominert av marin leire gjennom

a

b

Fig. 76. Snørasvoll (ML–7). (a) Snørasvoll bak liten innsjø i Tokheimsvassdraget (Odda, Hordaland). Vollen er vegetasjonsdekt fordi snørashyppigheten [økoklinen ras- og skredhyppighet: snørashyppighet (RS–A)] er lav (men snøras forekommer, så vollen er fortsatt aktiv). (b) Aktiv snørasvoll (Leirdalen, Bøverdalen, Lom, Oppland). Foto: Lars Erikstad.


74

lang tid (leirsletter finnes først og fremst innenfor landskapstypen lavlandsslette innenfor bhovedtypen slettelandskap). Iblant forekommer store leirskred; naturkatastrofer som kan ta menneskeliv og ødelegge gård og grunn. Et av de største leirskredene i moderne tid skjedde i Verdal 19. mai 1893. Hele 55 millioner kubikkmeter leire skled ut, 100 bruk ble berørt og 116 mennesker omkom. Et mindre, men allikevel stort leirskred fant sted i Rissa 28. april 1978 (et areal på 0,33 km2 ble berørt, 5–6 millioner m3 masse skled ut) (http://www.geoportalen.no/geofarer/rissa1760/). Én person omkom. Siden skredet fant sted innerst i ei havbukt, oppsto en mindre tsunami som skadet hus 4 km unna skredstedet. Rissaskredet er det største leirskredet i Norge etter 1900, og er særlig kjent fordi deler av skredforløpet ble filmet (http://www.ngi.no/no/Fagomrader/Jord-og-fjellskred/). Leirskred etterlater seg en leirskredgrop. Fordi leirslettene for det meste er oppdyrket, blir de fleste skredgropene bakkeplanert og dyrket opp etter at skred har gått. Gamle leirskredgroper kan derfor være vanskelig å identifisere annet enn fra lufta eller på avstand.

Flytjordsvalk er vanlig i alpine og arktiske områder; fra mellomalpin og mellomarktisk bioklimatisk sone (BS) mot strengere klimasoner er mer eller mindre all mark påvirket av jordflyt (solifluksjon).

F13 Kjemiske oppløsningsformer (KJ)

Generell karakteristikkLandformgruppa kjemiske oppløsningsformer (KJ) omfatter landformer som er resultatet av at vann har evne til å løse opp kalkstein. Én av landformenhetene er

kalkgrotter, de andre fire er landformer på en fin skala som karakteriserer områder på kalkstein eller i grotter.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetLandformenhetene kalkgrotte, doline og karstoverflate er viktige for å karakterisere landskaper og inngår derfor i beskrivelsessystemer for landskapshovedtyper. For mer detaljert oversikt over karstsystemer, se Lauritzen 1981. Landformenheten kalkgrotte utgjør en velavgrenset og distinkt enhet også på natursystem-nivået (som grunntype innenfor hovedtypen grotte). De to landformenhetene kalktuff og dryppstein er kalkavsetninger; mikro-landformer som først og fremst er viktige for å karakterisere arealenheter på natursystem-nivået (innenfor hovedtypene grotte, sterk kaldkilde og varm kilde).

VariabeltypeVariabeltype: ST+SA+SB (sammensatt variabel som består av 5 enkeltvariabler; to tetthets- og konsentrasjonsvariabler, én trinndelt andelsvariabel og to binære enkeltvariabler).

Variabelformel: 2TO+A7+2B [2 tetthetsvariabler der antall landformenheter av gitt type innenfor arealenheten telles opp; én andelsvariabel for arealandel med forekomst av små lineære eller punktformete landformenheter med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er; og to binære variabeler, det vil si registrering av forekomst/fravær).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 5 landformenhetene som

Tabell 16. Landformgruppa kjemiske oppløsningsformer (KJ): definisjoner av 5 landformenheter.


KJ–1 kalkgrotte grotte dannet ved at vann har løst opp TO antall assosiert naturtype: entydig knyttet til natursystem-hovedtypen grotte [2] kalkstein innganger kalkgrotte eksempel: Sætergrotta (Rana, Nordland) avgrensningskommentar: en kalkgrotte under marin grense skal betraktes som kalkgrotte og ikke som som kystgrotte

KJ–2 doline hull eller forsenkning i terrenget som TO antall assosiert naturtype: forekommer i tilknytning til landformenheten (og skyldes kollaps i grottetak natursystem-typen kalkgrotte) eksempel: Vanlig i strøk med marmor, for eksempel i grotteområdene i Nordland. kommentar: samler ofte sedimenter eller snø; gir spesielle miljøforhold

KJ–3 karstoverflate ujevn kalksteinsoverflate med sprekker og A7 assosiert naturtype: sterkt relatert til natursystem-typene nakent berg og renner, formet av kjemisk erosjon åpen grunnlendt naturmark i lavlandet, grunntyper for kalkmark eksempel: flere steder i Oslofeltet, for eksempel i Grenland kommentar: danner sammensatt landform

KJ–4 dryppstein underjordisk kalkavsetning ved utfelling av B assosiert naturtype: entydig knyttet til kalkgrotter (natursystem- kalk fra overmettet vann hovedtypen grotte [2] kalkgrotte) eksempel: Grønligrotta (Rana, Nordland)

KJ–5 kalktuff fast form bygd opp av materiale utfelt fra B assosiert naturtype: sterk relasjon til (forutsetter forekomst av enten:) sterk kalkholdig vann kalkkilde, grunntyper for kalkkilder; eller varm kilde eksempel: Trollkjeldene på Svalbard


75

og sedimenter. Inaktive kalkgrotter tilhører oftest eldre grottedanningsperioder, men kan også utgjøre deler av systemer der noen deler fremdeles er aktive. Gamle, inaktive kalkgrotter har ofte sedimenter og/eller dryppstein. Kalkgrotte utgjør en egen natursystem-type innenfor hovedtypen grotte).

Doline (KJ–2). En doline er et hull (slukhull) eller en forsenkning i marka over en kalkgrotte der grottetaket har kollapset (Fig. 79). Serier av doliner som følger etter hverandre, markerer gjerne ett og samme grotteløp. Mengden av løsmasser bestemmer om dolinene skal framstå som diffuse forsenkninger i en løsmassepreget overflate eller som uregelmessige og skarpkantede hull i fjellgrunnen. Størrelsen kan variere betydelig, men store doliner er sjeldne i Norge.

Karstoverflate (KJ–3). Regnvannets evne til å løse opp kalkstein resulterer ikke bare i at det utvikles kalkgrotter, men vannet former det meste av kalksteinsoverflaten (Fig. 80). En kalksteinoverflate formet av vann kalles en karstoverflate. Den kjennetegnes ved forekomst av renner der vannsiget konsentreres og sprekker i svakhetssoner etc.

Dryppstein (KJ–4). I inaktive kalkgrotter (uten elv) vil utfelling av kalk fra overmettet kalkvann som siprer ut fra tak og vegger over tid kunne danne dryppstein. Dryppstein kan dannes både der vannet kommer ut av fjellet (stalagtitter) og der vanndråpene treffer (stalagmitter). Dryppsteinsavsetninger i kalkgrotter går under fellesbetegnelsen speleotemer. Dette begrepet omfatter også avsetninger med diffus form, som for eksempel lag eller kaker av kalk.

Kalktuff (KJ–5). Også kildevann kan være overmettet på kalk. Når slikt overmettet kildevann kommer ut i lufta, vil kalk utfelling av kalk i form av kalktuff (Fig. 81) kunne finne sted, av flere grunner:

vanntrykket synker, og med det løseligheten for •kalsiumkarbonatat kildevannet er varmt (• varm kilde) og avkjøles når det kommer ut i lufta; da synker løseligheten for kalsiumkarbonat, som kan avsettes i terrasseformete strukturer nedenfor kildenat kildevannet utsettes for fordampning, som gjør •at kalsiumkarbonat felles ut

Utbredelse og forekomstKalkgrotte. Norge er ikke rikt på rein kalkstein, men marmorforekomstene i Nordland er relativt rike på kalkgrotter. Der forekommer marmor som smale bånd i berggrunnen. De fleste kalkgrotter i Norge er relativt små (i internasjonal sammenheng), men det finnes mange eksempler også fra Norge på grottesystemer med totallengde av grottepassasjer som langt overstiger 1 kilometer. Normalt er disse kalkgrottesystemene bare synlige fra landoverflata som noen få, små grotteinganger, blinde daler og doliner.

Fig. 79. Doline (KJ–2), til dels snødekt (Lierne, Nord-Trøndelag). Foto: Lars Erikstad.

Fig. 78. Kalkgrotte (KJ–1). Inngangen til Sætergrotta (Rana, Nordland). Foto: Rune Halvorsen.

utgjør den sammensatte landformvariabelen KJ er gitt i Tabell 16.

Kalkgrotte (KJ–1). Vann kan løse opp kalkstein (marmor). Det skjer gjennom karbonatforvitring (prosessen er forklart i kapittel B2a), en prosess som virker når vann renner gjennom små sprekker og passasjer i fjellet (Fig. 30, 78). Kalken løses opp og passasjene utvides gradvis til det etter lang tid har blitt dannet ei kalkgrotte. Kalkgrottene kan utvikle seg til store og komplekse systemer av ganger, som kan være utviklet gjennom flere generasjoner av kalkgrottedannelse. I Norge har istidene også betydd mye for grottedannelse fordi brevann særlig ’aggressivt’ bidrar til å løse opp kalkstein (marmor), først og fremst på grunn av høyt CO2-innhold og noen ganger også høyt trykk, som presser vannstrømmen gjennom trange passasjer. Gamle, trange kalkgrottesystemer kan også ha blitt blottet ved breerosjon og daldannelse. Kalkgrotter kan deles i aktive og inaktive. Aktive kalkgrotter er fortsatt under utvikling. Vann skyller hele tiden gjennom grotten, som er ren og uten dryppstein (se beskrivelse nedenfor)


76

Flere grotter er utviklet som turistattraksjoner. Mest kjent er kanskje Grønligrotta (Rana, Nordland). Særlig i gamle grottesystemer med dryppstein, sedimenter og levende økosystemer, kan for stor ferdsel gjøre mye skade. Disse systemene er generelt svært sårbare.

Doline. Doliner er i Norge knyttet til forekomst av kalkgrotter, og finnes først og fremst i Nordland.

Karstoverflate finnes også flere steder i Oslofeltet, for eksempel i nedre Grenland.

Dryppstein er knyttet til inaktive kalkgrotter, og finnes først og fremst i det kalkgrotte-rike området i Nordland. Norske kalkgrotter mindre preget av speleotemer enn kalkgrotter i mange andre land.

Kalktuff. I norsk sammenheng finnes store kalktuffer i forbindelse med de varme kildene på Svalbard (Fig. 81) (se beskrivelsen av natursystem-hovedtypen varm kilde). Tilsvarende systemer finnes også andre steder i Verden, for eksempel i Tyrkia. Mindre mektige kalktuff-forekomster forekommer også i sterk kaldkilde i kalkrike områder, for eksempel i Gudbrandsdalen. Kalktuffer bevarer planter og dyr og kan fungere som arkiv for utvikling av plante- og dyrelivet over tid, på samme vis som innsjøsedimenter.

Andre opplysninger om landformgruppaAvgrensning mot andre landformgrupper. Landformenhetene underjordisk elveløp og blind dal er i de aller fleste tilfeller betinget av kjemisk forvitring, og står således i en mellomstilling mellom landformgruppene elveløpsformer (EL) og kjemiske forvitringsformer (KJ). De er her inkludert i EL fordi de ikke med nødvendighet forutsetter kjemisk forvitring, og fordi det er naturlig å samle alle landformer som beskriver den fysiske utformingen av elveløp i en landformgruppe.

F14 Torvmarksformer (TM)

Generell karakteristikkLandformgruppa torvmarksformer (TM) har en noe snevrere avgrensning som landskapsdel-hovedtypen våtmarksmassiv idet den omfatter all torvmark (inkludert torvmark med kildevannspåvirkning). I tillegg inneholder den landskapsdel-typen polygonmyr, som knapt tilfredsstiller definisjonen av torvmark, men som utgjør en karakteristisk landform i arktiske områder og er så sterkt relatert til de egentlige torvmarkene

a

b

Fig. 80. Landformen karstoverflate (KJ–3) omfatter en betydelig variasjon i overflatestruktur (relativt relieff). (a) Fin-skala oppløsningsformer ved Rognsfjorden (Bamble, Telemark). (b) Grovere karstoverflate i Bøverdalen (Lom, Oppland). Foto: Rune Halvorsen (a), Lars Erikstad (b).

Fig. 81. Kalktuff (KJ–5). Store terrasseformete kalkutfellinger nedenfor varm kilde ved Trollkjeldane på Svalbard. Slike terrasser knyttet til varme kilder kalles ofte sinterterrasser eller travertin, men betegnes også ofte i videre sammenheng som en kalktuff. Foto: Winfried Dallmann.


77

Tabell 17. Landformgruppa torvmarksformer (TM): definisjoner av 17 landformenheter. Alle grunntyper på landskapsdel-nivået som det blir referert til i tabellen, tilhører hovedtypen våtmarksmassiv. Noen sentrale begreper, som ikke er gjentatt i definisjonene av de 17 landformenhetene og som kan legges til grunn for å samle de 17 landformenhetene i 7 grupper, er: hvelvet høymyr (raised bog; TM–1–5) = våtmarksmassiv med tydelig hvelvet (konveks) kuppel bygd opp av ombrogen overflatetorv, som heller ned mot omkringliggende vannbaner med minerogen torv (laggen); terrengdekkende myr (blanket bog; TM–6); jordvannsdominert myr (fen and mixed mire; TM–7–13; flommyr (TM–14); palsmyr (palsa mire; TM–15); polygonmyr (polygon fen; TM–16) og djupkilde (TM–17).


TM–1 konsentrisk symmetrisk oppbygd hvelvet høymyr med A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen høymyr konsentrisk anordning av myrstrukturer høymyr og terrengdekkende myr (høljer og tuer) omkring et høyeste punkt kommentar: tuer (kermis) oftest høye og skarpt avsatt fra høljene sentralt på myra (kermihøymyr) kommentar: engelsk begrep: concentric raised bog

TM–2 eksentrisk asymmetrisk oppbygd hvelvet høymyr med A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen høymyr høyeste punkt nær den ene kanten av myra høymyr og terrengdekkende myr og myrstrukturer (høljer og tuer) på tvers av kommentar: tuer (kermis) oftest høye og skarpt avsatt fra høljene myras helningsretning (kermihøymyr) kommentar: engelsk begrep: eccentric raised bog

TM–3 platåhøymyr hvelvet høymyr med høyeste punkt nær A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen sentrum, men med flate sentrale deler uten høymyr og terrengdekkende myr regelmessig anordning av myrstrukturene kommentar: tuer oftest lave og utydelig avsatt fra høljene (høljer og tuer) kommentar: engelsk begrep: plateau raised bog

TM–4 kanthøymyr hvelvet høymyr med markert, avlangt, A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen hvelvet parti, utydelig markerte og høymyr og terrengdekkende myr orienterte myrstruk-turer og tydelig lagg kommentar: engelsk begrep: ridge raised bog som fastmarka omkring

TM–5 atlantisk relativt flat myr med flere svake kupler, A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen høymyr utydelig markerte og orienterte myrstrukturer høymyr og terrengdekkende myr og utydelig grense mot jordvanns-myrpartier kommentar: engelsk begrep: atlantic bog og fastmarka omkring

TM–6 terreng- myr som følger terrengets former, dekker A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen dekkende det meste av landoverflata, som er dannet høymyr og terrengdekkende myr myr ved forsumping av marka, som er dominert kommentar: overgangsformer mellom atlantisk høymyr og av ombrogen overflate-torv og som har terrengdekkende myr kalles ofte planmyr diffuse overganger mot minerogen kommentar: engelsk begrep: blanket bog (planmyr = plane bog) overflatetorv og mot fastmark

TM–7 øyblandings- flat myr dominert av minerogen overflatetorv A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen myr med topogen markfukting, med spredte ’øyer’ blandingsmyr av ombrogen overflatetorv som dekker kommentar: engelsk begrep: islet mixed mire > 10% av arealet

TM–8 streng- mer eller mindre sterkt hellende myr (med A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen blandings- soligen markfukting) med tørrere partier blandingsmyr myr (strenger) dominert av ombrogen overflatetorv kommentar: engelsk begrep: string mixed mire og bløtere partier (flarker) dominert av minerogen overflatetorv; strenger og flarker er orientert på tvers av myras helningsretning; arealandelen av ombrogen overflatetorv > 10% av arealet

at det er naturlig å inkludere dem blant torvmarker, men de har trolig en sterk relasjon til landformen iskilepolygon. Arealenheter av våtmarksmassiv utgjør naturlige hydromorfologiske enheter der de ulike delene er gjensidig avhengig av hverandre for opprettholdelse av et grunnvannsspeil og for funksjon som våtmarkssystem. De av våtmarksmassiv-grunntypene som inkluderes i landformgruppa torvmarksformer (TF) representerer ikke bare ulike hydromorfologiske enheter, men skiller seg også ved forskjeller i artssammensetning. Innen hver av disse våtmarksmassiv-grunntypene kan det imidertid finnes flere torvmarksformer som er distinkt forskjellige

med hensyn til fordeling av overflatestrukturer etc. Inndelingen av landformgruppa torvmarksformer (TM) i 17 landformenheter representerer derfor (i hovedsak) en finere inndeling enn inndelingen av våtmarksmassiv i grunntyper, og er gjort på reint hydromorfologisk grunnlag. De fleste landformenhetene innen gruppa torvmarksformer (TM) kjennetegnes ved et karakteristisk, klimatisk betinget utbredelsesmønster.

Naturtypenivåer der objektgruppa inngår i beskrivelsessystemetLandformenhetene i landformgruppa torvmarksformer


78

Tabell 17 (forts.). Landformgruppa torvmarksformer (TM): definisjoner av 17 landformenheter. Alle grunntyper på landskapsdel-nivået som det blir referert til i tabellen, tilhører hovedtypen våtmarksmassiv. Noen sentrale begreper, som ikke er gjentatt i definisjonene av de 17 landformenhetene og som kan legges til grunn for å samle de 17 landformenhetene i 7 grupper, er: hvelvet høymyr (raised bog; TM–1–5) = våtmarksmassiv med tydelig hvelvet (konveks) kuppel bygd opp av ombrogen overflatetorv, som heller ned mot omkringliggende vannbaner med minerogen torv (laggen); terrengdekkende myr (blanket bog; TM–6); jord-vannsdominert myr (fen and mixed mire; TM–7–13; flommyr (TM–14); palsmyr (palsa mire; TM–15); polygonmyr (polygon fen; TM–16) og djupkilde (TM–17).


TM–9 gjen- flat myr med minerogen overflatetorv, som A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen voksings- forekommer i tilknytning til gjenvoksende jordvannsdominert myr myr tjern kommentar: engelsk begrep: terrestrialisation fen

TM–10 flatmyr flat myr med minerogen overflatetorv med A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen topogen markfukting jordvannsdominert myr kommentar: engelsk begrep: flat fen kommentar: inkluderer også myr i dødisgrop (engelsk begrep: kettlehole fen)

TM–11 gjennom- svakt hellende myr (0–3º) med soligen A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen strømnings- markfukting og minerogen overflatetorv, jordvannsdominert myr myr med utydelig anordning av tørrere og bløtere kommentar: engelsk begrep: percolation mire (flarker) partier

TM–12 bakkemyr hellende myr (> 3º) med soligen markfukting A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen og minerogen overflatetorv, med utydelig jordvannsdominert myr anordning av tørrere og bløtere (flarker) kommentar: engelsk begrep: sloping fen partier

TM–13 strengmyr mer eller mindre sterkt hellende myr (med A7 assosiert naturtype: ensidig knyttet til (inngår i) landskapsdel-typen soligen markfukting) og minerogen jordvannsdominert myr overflatetorv, i hvert fall enkelte steder med kommentar: engelsk begrep: flark fen, string fen tørrere og bløtere (flarker) partier orientert på tvers av myras helningsretning

TM–14 flommyr myr i flomsonen langs elv eller innsjø, som A7 assosiert naturtype: korresponderer eksakt med landskapsdel-typen regelmessig oversvømmes av limnogent flommyr og (de to) natursystem-grunntypene for flommyr innenfor flomvann natursystem-hovedtypen flommyr, myrkant og myrskogsmark kommentar: engelsk begrep: transgression mire

TM–15 palsmyr våt flatmyr med spredte palser, det vil si store A7 assosiert naturtype: korresponderer eksakt med landskapsdel-typen torvmarkshauger med kjerne av permafrost palsmyr; det er sterk relasjon mellom den enkelte pals og natursystem- grunntypen åpen myrflate [13] ombrogen myrflate-tue kommentar: engelsk begrep: palsa mire, palsa fen

TM–16 polygonmyr våt myr med minerogen overflatetorv, med A7 assosiert naturtype: korresponderer eksakt med landskapsdel-typen myrstrukturer som består av polygonformete polygonmyr og med natursystem-hovedtypen arktisk permafrost-våtmark forhøyninger av frossen torv og is (oftest kommentar: engelsk begrep: polygon fen 5-kantete, 5–10 m i diameter)

TM–17 djupkilde torvmark med vanntilførsel fra svak kilde, A7 assosiert naturtype: landskapsdel-typene kildemyr og sterk djupkilde astatisk kilde eller eustatisk kilde utgjør til sammen landformenheten djupkilde, som har sterk relasjon til djupkilde-grunntypene innenfor natursystem-hovedtypene svak kilde og kildeskogsmark (grunntyper for kildemyr) og sterk kaldkilde (grunntyper for djupkilde) kommentar: begrepene svak kilde, astatisk kilde eller eustatisk kilde er trinn langs den lokale basisøkoklinen kildevannspåvirkning: dominerende vanntilførsel til våtmarksmassiv (KI–B); se beskrivelse av denne kommentar: engelsk begrep: spring fen

(TM) korresponderer eksakt med grunntyper innenfor landskapsdel-hovedtypen våtmarksmassiv, eller representerer en finere hydromorfologisk inndeling. I så fall vil forekomst av landformenhetene være en viktig tilleggsegenskap ved arealenheter på landskapsdel-nivå.

Landformenhetene inngår også i beskrivelsessystemet for hovedtyper på landskapsnivå.

VariabeltypeVariabeltype: SA (sammensatt variabel som består av 17 enkeltvariabler; alle kvantifisert som trinndelte andelsvariabler).

Variabelformel: 17A7 (andelsvariabler for arealandel med forekomst av sammensatte landformenheter med avkryssingsterskel 0, det vil si at verdi = 1 indikerer forekomst av landformenheten uansett hvor lav arealendelen er).

Definisjoner og objektenheterKortfattete definisjoner av de 17 landformenhetene som utgjør den sammensatte landformvariabelen TM er gitt i Tabell 17. Fig. 82 viser fordelingen av overflatestrukturer på noen av de mest karakteristiske landformenhetene i denne gruppa, og Fig. 83–99 viser eksempler på de 17


79

Fig. 82. Landformgruppa torvmarksformer (TF): figurskisser som viser typisk profil og anordning av strukturer sett ovenfra, for en del landformenheter. Ombrogen torv (torv som bare tilføres vann med nedbøren) er markert med lys brun farge, geogen torv (torv som også tilføres vann som har vært i kontakt med mineraljord) er mørkere brun. Vannfylte partier er blå, fastmark er lys blå og is er hvit. Torvmarksenhetene er (ovenfra): (a) konsentrisk høymyr (TF–1), eksentrisk høymyr (TF–2), atlantisk høymyr (TF–5), terrengdekkende myr (TF–6), flatmyr (TF–10), bakkemyr (TF–12), strengblandingsmyr (TF–8) og palsmyr (TF–15). Utarbeidet av Asbjørn Moen.

Fig. 83. Konsentrisk høymyr (TF–1). Flyfoto av Aurstadmosen (Nes, Akershus), en av de mest typiske konsentriske høymyrene som er kjent fra Norge. Foto: Fjellanger Widerøe A/S; serie 4024. 16.6.1972.

Fig. 84. Eksentrisk høymyr (TF–2). Flyfoto av Rønnåsmyra (Grue, Hedmark), tatt like etter at flere tusen meter med grøfter ble lagt i nordenden av myra ca. 1973. Noen gamle torvtak er synlige i sørenden av myra. Det sentrale myrflatepartiet, som har en typisk fordeling av strenger, høljer og gjøler, er godt over 1 km2 stort. Laggen som skiller de ombrogene delene av myra fra fastmarka omkring er for en stor del grøftet. Foto: Fjellanger Widerøe A/S; serie 4014. 17.6.1972.


80

landformenhetene. Dannelse av myr som landform er en kompleks

prosess som er berørt i kapittel B2h og i NiN BD 6: Artikkel 20, samt i en omfattende litteratur som dels har en vegetasjonsøkologisk, dels en mer utpreget

Fig. 85. Platåhøymyr (TF–3). Oversiktsbilde fra Kaldvassmyra (Verdal, Nord-Trøndelag). Det sentrale myrpartiet er ei platåhøymyr uten tydelig konsentrisk eller eksentrisk anordning av høljer og tuestrenger. Foto: Asbjørn Moen.

Fig. 86. Kanthøymyr (TF–4). Liten, men typisk kanthøymyr fra Tågdalen (Mo, Surnadal, Møre og Romsdal). Myra har sitt høyeste punkt bak til venstre i bildet, der den er skilt fra fastmarka fra en smal lagg. Foto: Asbjørn Moen.

Fig. 87. Atlantisk høymyr (TF–5). Havmyrene på Hitra, som er blant de største og best velutviklete altantiske høymyrene som er kjent fra Norge. Foto: Asbjørn Moen.

geomorfologisk innfallsvinkel. Inndelingen i landformenheter i NiN følger i

hovedtrekk Fremstad & Moen (2001) og Moen (2002, 2006), som representerer en videreutvikling av inndelinger hos Moen (1973, 1983). En fyldigere begrunnelse for inndelingen kan finnes i disse arbeidene. Knapphet på tid har gjort at en grundig beskrivelse av årsakene til mangfoldet av hydromorfologiske myrtyper [landformenheter i landformgruppa torvmarksformer

Fig. 88. Terrengdekkende myr (TF–6) dekker store områder i noe høgereliggende områder langs vestlandskysten. Bildet er fra Runde (Herøy, Møre og Romsdal). Foto: Rune Halvorsen.

a

b

Fig. 89. Øyblandingsmyr (TF–7)- (a) overblikk over fastmattedominert myr med noe langstrakte ’øyer’ av tuenivå [overgang mot streng-blandingsmyr (TF–8)]. (b) En enkelt ’øy’ dominert av tuenivå. Begge bilder er fra området N f Essandsjøen (Tydal, Sør-Trøndelag). Foto: Asbjørn Moen.


81

og Ruuhijärvi (1983) for henholdsvis Sverige og Finland (med relevans også for Norge). Økland (1989) drøfter utbredelsesmønstre for sørøstnorske myrtyper (torvmarksenheter) i forhold til variasjon i klimatiske faktorer. Med unntak for palser, som inngår i palsmyr (som er omtalt nedenfor), vises til disse kildene for ytterligere informasjon.

Det knytter seg særlig interesse til palsmyr (Fig. 97) som er betinget av sterk frostvirkning, og som ser ut til å være i tilbakegang på grunn av overgang til et mildere klima. Frost har i prinsippet samme virkning på torvmark som på mineraljord. Den vannmettete torva utvider seg når vannet fryser til is. Da hever overflata seg litt. Samtidig trekkes vann som fortsatt ikke har frosset til is mot frostgrensen og forsterker hevingen. Hvis frosten går dypt nok til stedvis å overleve sommeren, vil frosthevingsprosessen fortsette og over tid forsterke seg. Torvmarka på toppen av den hevede torvmarksoverflata

a

b

Fig. 90. Strengblandingsmyr (TF–8) er en av de vanligste torvmarksformene i høyereliggende strøk på Østlandet og i Trøndelag. (a) Overblikk over strengblandingsmyr som fyller slak forsenkning. Til venstre i bildet sees en stor, bløt flark, som til høyre i bildet er skilt fra en mindre flark av en markert tuestreng (Gutulia, Engerdal, Hedmark). (b) Nærbilde av en brei, furubevokst streng som skiller to bløte flarker (nord for Drevsjø, Engerdal, Hedmark). Foto: Rune Halvorsen.

Fig. 91. Gjenvoksningsmyr (TF–9) er myr dannet ved gjenvoksning av en innsjø. Bildet viser liten humøs innsjø (det største av Tretjernene i Paulen skog, Vennesla, Vest-Agder) omgitt av gjenvoksningsmyr. Foto: Rune Halvorsen.

Fig. 92. Fastmattedominert lavalpin flatmyr (TF–10) langs Sognefjellsveien (Fortun, Luster, Sgn og Fjordane). Foto: Rune Halvorsen.

Fig. 93. Gjennomstrømmingsmyr (TF–11) fra Svanvollan (Sør-Fron, Oppland), med natursystem-hovedtypen åpen myrflate, veksling mellom grunntypene [11] kalkrik fastmatte og [12] kalkrik mykmatte. Foto: Rune Halvorsen.

(TF) ikke er sammenstilt for NiN versjon 1.0. Det finnes imidlertid en rekke slike oversikter, for eksempel Rydin & Jeglum (2006) på verdensbasis, Sjörs (1983)


82

mister den direkte kontakten med grunnvannet, blir tørrere, og artssammensetningen endrer seg. Den tørrere torva isolerer medre mot oppvarming og smelting enn fuktig torv. Dette forsterker prosessen ytterligere. Til sist er det dannet en pals, en stor torvmarkshaug med iskjerne som ikke smelter ned om sommeren. Lite snø om vinteren favoriserer palsdannelse fordi frosten trenger dypere ned i torva når det ikke finnes noe tjukt isolerende snødekke. Nedbørfattige somre favoriserer også palsdannelse fordi torva over iskjernen er tørr i lengre perioder og derfor isolerer bedre mot oppvarming og smelting.

Utbredelse og forekomstI NiN BD 6: Artikkel 20 listes tre hovedbetingelser for torvdannelse:

Vanntilgang sterk nok til å betinge forekomst av 1. torvdannende vegetasjon, primært ved sterk og permanent grunnvannstilførsel.Tilstrekkelig høy produksjon av organisk 2. materiale.Lokale miljøforhold (ofte i kombinasjon 3. med regionale miljøforhold) som hindrer nedbrytningen av organisk materiale, og som gjør at nedbrytningen av organisk materiale over lengre tid er lavere enn produksjonen.

Betingelse 2 vil ikke lenger oppfylles når klimaet blir for kaldt. Torvmark finnes derfor bare unntaksvis

Fig. 94. Bakkemyr (TF–12) omfatter tydelig hellende torvmarker. (a) Bratte bakkemyrer (enkelte partier har mer enn 20 graders helning) dekker store myrområder i Øvre Forra naturreservat (Markabygd, Levanger, Nord-Trøndelag). (b) Smale, sterkt hellende bakkemyrer lik dem som er vist på dette bildet fra Otterstadstølen (Modalen, Hordaland) er typiske for oseaniske bioklimatiske seksjoner. (c) Slukhull, som er deler av underjordiske dreneringssystemer, forekommer i blant i bakkemyrer. Bildet er fram samme sted som (b). (d) Moderat hellende bakkemyr dominert av åpen myrflate [15] myrflate-kalkmykmatte (Tågdalen, Mo, Surnadal, Møre og Romsdal). (e) Erosjon i brattere parti i bakkemyra i (d). Erosjon er vanlig i myrer i oseaniske deler av Norge. Foto: Asbjørn Moen (a), Rune Halvorsen (b–e).

a

b

c

d

e


83

i Norge for tørt til å gjøre torvdannelse mulig. I de mest kontinentale områdene på det norske fastlandet [bioklimatisk seksjon (BH) trinn 5 svakt kontinental seksjon] er imidlertid sterk grunnvannstilførsel en fotusetning for utvikling av torvmark.

Med økende klimatisk fuktighet (humiditet), det vil si mot mer osaniske bioklimatiske seksjoner og høyere bioklimatiske soner øker imidlertid nedbøroverskuddet (forskjellen mellom nedbør og fordampning fra markoverflata). Under ellers like topografiske forhold

Fig. 95. Liten, men svært typisk strengmyr (TF–13) fra Solhomfjell-området (Gjerstad, Aust-Agder), med veksling mellom fastmatte-dominerte strenger og vassfylte flarkgjøler. Foto: Rune Halvorsen.

a

b

Fig. 96. To eksempler på flommyr (TF–14). (a) Atnasjømyrene (Sollia, Stor-Elvdal, Hedmark), som overflommes av elva Atna i flomperioder. (b) Myra sør for Bonntjern (Hovin, Ullensaker, Akershus), som overflømmes periodevis i forbindelse med høy grunnvannstand. Tallrike døde bjørketrær er rester etter siste flomepisode med lengre varighet enn trærne kunne tolerere. Nye ungbjørker er i ferd med å etablere seg. Foto: Rune Halvorsen.

a

b

c

Fig. 97. Palsmyr (TF–15). (a–b) Store palser på Haukskardmyrin (Dovre, Oppland), i lavalpin bioklimatisk sone. (c) Palser på myra på Kattuglehøi (Dovre, Oppland) som er i ferd med å kollapse etter nedsmelting av iskjernen. Nedsmelting av palser foregår nå i betydelig omfang på grunn av det mildere klimaet de siste årene. Foto: Asbjørn Moen (a), Lars Erikstad (b), Rune Halvorsen (c).

i den mellomalpine bioklimatiske sonen og i den mellomarktiske tundrasonen. For øvrig er ikke klimaet


84

øker dermed graden av markfukting og tendensen til forsumping og torvdannelse. Mange av de hydromorfologiske myrtypene (landformenhetene) har en utbredelsesgrense mot aride (kontinentale) områder. Terrengdekkende myr (Fig. 88) er begrenset til de mest nedbørrike (humide) områdene, og forekommer i de mest nedbørrike områdene, særlig i midtfjordsregionen og litt opp fra havet (150–500 m), fra Rogaland til Troms. Blant høymyrtypene er kanthøymyr (Fig. 86) og atlantisk høymyr (Fig. 87) også knyttet til osaniske områder, platåhøymyr (Fig. 85) finnes i lavlandet [på Østlandet i boreonemoral bioklimatisk sone (BS); Økland (1989)], konsentrisk og eksentrisk høymyr (Fig. 83–84) finnes først og fremst i sørboreal sone og er vanligst på Østlandet (eksentrisk høymyr også i Midt-Norge). Myrstrukturene (tuestrenger og høljer) på høymyrene blir skarpere avsatt og tydeligere orientert på tvers av myras dreneringsretning med økende høyde over havet, kanskje fordi frostvirkningen (som spiller en rolle for utviklingen av tuer) blir sterkere.

Blant jordvannsdominerte myrtyper finnes gjenvoksningsmyr (Fig. 91), flatmyr (Fig. 91) og flommyr (Fig. 96) overalt hvor de lokale forholdene ligger til rette for myrdannelse. Øyblandingsmyr har heller ingen distinkt utbredelse. Myrdannelse i hellende terreng krever imidlertid et stabilt, høyt grunnvannsspeil og er dermed begrenset av klimatisk humiditet. I lavlandet Østafjells mangler gjennomstrømmingsmyr (Fig. 93) og bakkemyr (Fig. 94) i boreonemoral bioklimatisk sone (BS) i overgangsseksjonen (OC) [bioklimatisk seksjon (BH)], mens bakkemyrer med økende helning blir vanligere og vanligere desto mer humid klimaet er. I klart oseanisk bioklimatisk seksjon (O2) og sterkt oseanisk bioklimatisk seksjon (O3) forekommer bratte bakkemyrer (helning > 15 º) helt ned til havets nivå. Mot kjøligere bioklimatiske soner (oppover mot, og over, skoggrensa) forekommer bratte bakkemyrer også i mindre humid klima. Bakkemyr har sin største arealdekning i nordboreal og lavalpin

Fig. 98. Polygonmyr (TF–16) fra Adventdalen (Svalbard). Bildet viser at torvmarksoverflata er ’rutet opp’ i 4-6-kantete forhøyete polygoner skilt av smale fordypete dreneringssystemer (se også fig. 67). Foto: Asbjørn Moen.

a

b

Fig. 99. Djupkilde (TF–17). (a) Stor djupkilde (natursystem-hovedtypen sterk kaldkilde) på Sølendet (Brekken, Røros, Hedmark). (b) Djupkilde i Tågdalen Rune Halvorsen (a), Asbjørn Moen (b).

bioklimatisk sone.Forekomst av strukturer i bakkemyr øker også med

økende høyde over havet, men liksom andre landformer som influeres av frostprosesser, er strengmyr (Fig. 95) først og fremst konsentrert til mer kontinentale bioklimatiske seksjoner [overgangsseksjon (OC) og svakt kontinental seksjon (C1), til dels også svakt oseanisk seksjon (O1)] i mellomboreal (MB) og nordboreal (NB) bioklimatisk sone (BS). Strengblandingsmyr (Fig. 90) har en liknende utbredelse som strengmyr, men mer begrenset til kontinentale og høyereliggende områder.

Palsmyr (Fig. 97) er vanlig i Finnmark, men også flere andre steder med tørt og kjølig klima. Hver enkelt pals er vanligvis 1–2 m høy, men kan bli så høy som 5–6 meter. På Dovre finnes enkeltforekomster av palser på myrer ned til ca 1000 m o.h., hovedsakelig på grunn av at lite nedbør og streng vinterkulde fremmer palsdannelse. Palsene smelter imidlertid nå ned på grunn av den generelle temperaturstigningen (lokalt sannsynligvis også på grunn av økte nedbørmengder).

Polygonmyr (Fig. 98) er en mellomarktisk våtmarkstype som bare finnes meget sjelden på Svalbard (blant annet ved Longyearbyen). Her er den trolig koblet til forekomst av landformen FP-6, Iskilepolygon.


85

Tabell 18. Sammenheng mellom landformenheter i de 14 landformgruppene og naturtyper (hovedtyper og grunntyper) på de fire naturtypenivåer (Li = livsmedium, Na = natursystem, LD = landskapsdel, La = landskap. De fire typene av relasjoner er angitt somfølger: ==,=: tosidig tilknytning (eksakt korrespondanse) mellom landformenhet og naturtype (hovedtype, respektivt grunntype) på gitt naturtypenivå; <<,<: ensidig tilknytning der landformenheten alltid er knyttet til gitt naturtype (hovedtype, respektivt grunntype) på gitt naturtypenivå; >>,>: ensidig tilknytning der gitt naturtype (hovedtype, respektivt grunntype) på gitt naturtypenivå alltid er knyttet til gitt landformenhet; ++,+: sterk relasjon, landformenheten forekommer vesentlig oftere i en arealenhet av en gitt (eller gitte) naturtype(r) enn i arealenheter av andre, liknende naturtyper, men at det er noen nødvendig (ensidig) sammenheng. Hovedtyper på natursystem- og/eller landskapsdel-nivået der landformenheten inngår i beskrivelsessystemet er markert med rød celle og listet med rød skrift i kommentarfeltet. Rosa celler indikerer fin-skala landformenheter som kanskje ikke burde vært inkludert i beskrivelsessystemet på landskapsnivå (men som er det i NiN versjon 1.0).

Nr Landformgruppe Relasjon mellom landform og hovedtyper på nivå

Inkluderes i beskrivelsessystem for hovedtype på naturtypenivå

Sam-men-satt land-form

Kommentar

Landformenhet Li Na LD La Na LD La

Landformer knyttet til jordas indre krefter (IK)

IK–1 vulkan == >> lavamarkIK–2 muddervulkan = = kald havkildebunn [2] muddervulkan-bunnIK–3 utstrømmingsgrop =,<< 1 2 × = kald havkildebunn [1] utstrømmingsgrop-bunn

<< ferskvannskildebunn1 ferskvannskildebunn2 elveløp, innsjø

IK–4 havbunnsskorstein >> >> varm havkildebunnIK–5 glintrand ++ + nakent bergIK–6 kalkrygg ++ + nakent berg, åpen grunnlendt naturmark i lavlandetIK–7 sprekkedal ×IK-8 mudderdiapir < × < løs afotisk saltvannsbunn

Erosjonsformer knyttet til rennende vann (ER)

ER–1 gjel ++1 ++2 + 2 ++1 nakent berg ++2, 3 elveløp, skogsbekkekløft+ fjord- og dallandskap

ER–2 V-dal ++ + 1 ++,1 elveløp, skogsbekkekløft1 elveløp, skogsbekkekløft

ER–3 ravine ++ == × ++ åpen skredmark, svak kilde og kildeskogsmark, sterk kaldkilde== ravinedal

ER–4 erosjonskant << 1 << 1 elveløp [eventuelt også gammelt elveløp, som kan tilhøre ulike hovedtyper innenfor fastmarkssystemer

ER–5 spylerenne + 1 × +, 1 breforland og snøavsmeltingsområdeER–6 jettegryte ++1 ++2 2 3 × ++ 1 grovere uorganiske substrater på land

++, 2 strandberg, nakent berg3 elveløp

ER–7 jordpyramide ++1 <2 ++3 2 3 × ++ 1 finere uorganiske substrater på land<, 2 åpen skredmark [2] nakent sandskred3 ras- og skredområder

G sammenhenger mellom landformvariasjon og forekomst av hovedtyper på ulike naturtype-nivåer

Tabell 18 inneholder en oversikt over de 92 landformenhetene fordeltpå 14 landformgrupper (se Tabell 1) og deres relasjon til hovedtyper og grunntyper på de tre naturtypenivåene natursystem, landskapsdel og landskap. Det er fire kategorier av slike relasjoner (jf. kapittel A).

Tabell 18 inneholder også en oversikt over hvilke landformer som inngår i beskrivelsessystemer for hovedtyper på de tre naturtypenivåene. En landformenhet er inkludert i beskrivelsessystemet for en hovedtype på natursystem- og/eller landskapsdel-nivåene når den har en relasjon av type 2 eller type 4 til hovedtypen eller noen av dens grunntyper på det aktuelle naturtypenivået, eller den har en relasjon av type 1 eller type 3 og det kan være stor variasjon i mengde og/eller kvalitet av landformen innen hovedtypen.


86

Tabell 18 (forts.). Sammenheng mellom landformenheter i de 14 landformgruppene og naturtyper (hovedtyper og grunntyper) på de fire naturtypenivåer (Li = livsmedium, Na = natursystem, LD = landskapsdel, La = landskap. De fire typene av relasjoner er angitt somfølger: ==,=: tosidig tilknytning (eksakt korrespondanse) mellom landformenhet og naturtype (hovedtype, respektivt grunntype) på gitt naturtypenivå; <<,<: ensidig tilknytning der landformenheten alltid er knyttet til gitt naturtype (hovedtype, respektivt grunntype) på gitt naturtypenivå; >>,>: ensidig tilknytning der gitt naturtype (hovedtype, respektivt grunntype) på gitt naturtypenivå alltid er knyttet til gitt landformenhet; ++,+: sterk relasjon, landformenheten forekommer vesentlig oftere i en arealenhet av en gitt (eller gitte) naturtype(r) enn i arealenheter av andre, liknende naturtyper, men at det er noen nødvendig (ensidig) sammenheng. Hovedtyper på natursystem- og/eller landskapsdel-nivået der landformenheten inngår i beskrivelsessystemet er markert med rød celle og listet med rød skrift i kommentarfeltet. Rosa celler indikerer fin-skala landformenheter som kanskje ikke burde vært inkludert i beskrivelsessystemet på landskapsnivå (men som er det i NiN versjon 1.0).




Kommentar


Avsetningsformer knyttet til rennende vann (AR)

AR–1 delta << << aktivt deltaAR–2 leirslette ++ + ++ ravinedal

+ slettelandskap [4] lavlandssletteAR–3 elveslette ++ ++ flomskogsmark, åpen flomfastmarkAR–4 elvevifte ++1 2 ++ 1 flomskogsmark, åpen flomfastmarkAR–5 elvebanke ++ << 1 2 × ++, 1 åpen flomfastmark,

eufotisk ferskvannshardbunn,eufotisk ferskvannsbløtbunn<<, 2 elveløp, aktivt delta

AR–6 levé ++ ++ 1 2 × ++, 1 åpen flomfastmark, flomskogsmark<<, 2 elveløp, aktivt delta

Elveløpsformer (EL)

EL–1 forgreinet elveløp << 1 × <<, 1 elveløp, aktivt deltaEL–2 meander + <<, + < 1 + eufotisk ferskvannsbløtbunn [1] løs ferskvannsbunn

<<,+ 1 (<<) elveløp, aktivt delta, (+) våtmarksmassiv< slettelandskap [4] lavlandsslette

EL–3 kroksjø <<, + < 1 <<,+ 1 (<<) innsjø, aktivt delta, (+) våtmarksmassiv < slettelandskap [4] lavlandsslette

EL–4 blind dal << 1 <<, 1 elveløpEL–5 underjordisk elveløp <1 <<2 1 2 × <, 1 grotte [2] kalkgrotte

<< 2 elveløp

Erosjonsformer knyttet til breer (EB)

EB–1 U-dal ++ ++ fjord- og dallandskapEB–2 fjorddal ++1 ++2 ++1 innsjø, fjord

++2 fjord- og dallandskapEB–3 hengende dal ++ ++ fjord- og dallandskapEB–4 dalklype + + fjord- og dallandskap [5] nedskåret dallandskapEB–5 dalende ++ ++ fjord- og dallandskapEB–6 botn ++ + × ++ snø- og isdekt fastmark, breforland og snøavsmeltingsområde

+ ås- og fjelltopplandskap [6] kupert høyfjellslandskapEB–7 tind + × + ås- og fjelltopplandskap [6] kupert høyfjellslandskapEB–8 marint basseng ++1 ++2 + 2 ++1 løs afotisk saltvannsbunn, algegytjebunn

++2 fjord+ slettelandskap [3] kontinentalsokkel-slette

EB–9 rundsva ++1 ++2 2 × ++1 grovere uorganiske substrater på land++ 2 strandberg, nakent berg

EB–10 P-form ++1 ++2 2 × ++1 grovere uorganiske substrater på land++ 2 strandberg, nakent berg

EB–11 bruddform ++1 ++2 2 × ++1 grovere uorganiske substrater på land++ 2 strandberg, nakent berg

EB-12 skuringsstripe ++1 ++2 2 × ++1 grovere uorganiske substrater på land++ 2 strandberg, nakent berg

Avsetningsformer knyttet til breer (AB)

AB–1 ende- og sidemorene ++ × ++ breforland og snøavsmeltingsområdeAB–2 iskjernemorene ++ × ++ breforland og snøavsmeltingsområdeAB–3 drumlin og radiære

morenerygger++ × ++ breforland og snøavsmeltingsområde


87

AB–4 rogenmorene ++ 1 × ++ breforland og snøavsmeltingsområde++ 1 blokkmark

AB-5 flyttblokk ++1 ++2 2 × ++1 grovere uorganiske substrater på land++2 breforland og snøavsmeltingsområde, nakent berg, fastmarksskogsmark, boreal hei, åpen grunnlendt naturmark i lavlandet, fjellhei og tundra

AB–6 esker ++ × ++ breforland og snøavsmeltingsområdeAB–7 dødisterreng ×AB–8 dødisgrop >>1 ++2 2 × >>1 isinnfrysingsmark

++ 2 innsjø, våtmarksmassiv

Breformer (BF)

BF–1 platåbre << 1 << 1 snø- og isdekt fastmarkBF–2 botnbre << 1 << 1 snø- og isdekt fastmarkBF–3 dalsidebre << 1 << 1 snø- og isdekt fastmarkBF–4 dalbre << 1 << 1 snø- og isdekt fastmarkBF–5 sammensatt bre << 1 << 1 snø- og isdekt fastmarkBF–6 regenerert bre << 1 << 1 snø- og isdekt fastmarkBF–7 kalvende bre << 1 << 1 snø- og isdekt fastmark

Landformer knyttet til kystprosesser (KP)

KP–1 strandlinje ++ 1 × ++ 1 aktivt deltaKP–2 strandvoll ++ ++ 1 2 × ++ 1 kystnær grus- og steinmark

++2 aktivt deltaKP–3 kystklippe ++1 ++2 ++1 grovere uorganiske substrater på land

++ 2 strandberg, nakent bergKP–4 kystgrotte < 1 < 1 grotte [1] kystgrotte og annen grotteKP–5 rauk ++ × ++1 grovere uorganiske substrater på land

++ 2 strandberg, nakent berg

Landformer knyttet til vindprosesser (VP)

VP–1 flygesanddyne << × << sanddynemark

Landformer knyttet til frostprosesser (FP)

FP–1 forvitringsblokkmark <<1 <<2 2 <<1 grovere uorganiske substrater på land<< 2 polarørken, blokkmark

FP–2 oppfrysings-blokkmark <<1 <<2 2 <<1 grovere uorganiske substrater på land<< 2 blokkmark

FP–3 strukturmark <<1 1 × <<1 frostmark og frosttundra FP–4 pingo ++ 1 ++ 1 sterk kaldkildeFP–5 steinbre ++1 ++2 1 2 ++ 1 åpen ur og snørasmark

++ 2 ras- og skredområderFP–6 iskilepolygon ×FP-7 forvitringsgrusmark <<1 <<2 2 <<1 grovere uorganiske substrater på land

<< 2 polarørken

Landformer knyttet til marine strøm- og rasprosesser (MR)

MR–1 marint gjel << << kontinentalskråningen [2] marint gjel





Kommentar



88

MR–2 marint skredområde < × < kontinentalskråningenMR–3 vandrende marin sanddyne + 1 × + 1 mellomfast afotisk saltvannsbunn [1] afotisk bløt mellomfast

bunn,mellomfast eufotisk saltvannsbunn [2] eufotisk bløt mellomfast bunn i salt vann

MR–4 pløyespor +1 + 1 × +1 mellomfast afotisk saltvannsbunn [5] afotisk moreneleirebunn,mellomfast eufotisk saltvannsbunn [8] eufotisk moreneleirebunn+ slettelandskap [3] kontinentalsokkelslette

Landformer knyttet til massebevegelse på land (ML)

ML–1 talus ++1 <<2 ++3 2 ++ 1 åpen ur og snørasmark<< 2 ras- og skredområder, skogsbekkekløft++3 fjord- og dallandskap

ML–2 protalus ++1 ++2 2 ++ 1 åpen ur og snørasmark<< 2 ras- og skredområder

ML–3 fjellskredur ++1 <<2 2 ++ 1 åpen ur og snørasmark<< 2 ras- og skredområder

ML–4 flomrasvifte ++1 <<2 2 ++ 1 åpen ur og snørasmark<< 2 ras- og skredområder

ML–5 leirskredgrop + <<1 1 > åpen skredmark [1] nakent leirskred<< 1 ras- og skredområder

ML–6 jordskred ++ <<1 1 >> åpen skredmark<< 1 ras- og skredområder, skogsbekkekløft

ML–7 snørasvoll ++ ++1 1 >> åpen skredmark<< 1 ras- og skredområder

ML–8 flytjordsvalk <<1 1 1 × <<1 frostmark og frosttundra,fjellhei og tundra, snøleie

Kjemiske oppløsningsformer (KJ)

KJ–1 kalkgrotte = × = grotte [2] kalkgrotteKJ–2 doline < 1 × < 1 grotte [2] kalkgrotteKJ–3 karstoverflate ++ 1 × ++ 1 nakent berg,

åpen grunnlendt naturmark i lavlandet

KJ–4 dryppstein <<1 <2 2 × <<1 grovere uorganiske substrater på land<< 2 grotte [2] kalkgrotte

KJ–5 kalktuff ++ 1 × ++ 1 sterk kalkkilde, varm kilde

Torvmarksformer (TM)

TF–1 konsentrisk høymyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [5] høymyr og terrengdekkende myrTF–2 eksentrisk høymyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [5] høymyr og terrengdekkende myrTF–3 platåhøymyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [5] høymyr og terrengdekkende myrTF–4 kanthøymyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [5] høymyr og terrengdekkende myrTF–5 atlantisk høymyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [5] høymyr og terrengdekkende myrTF–6 terrengdekkende myr < 1 < 1 våtmarksmassiv [5] høymyr og terrengdekkende myrTF–7 øyblandingsmyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [6] blandingsmyrTF–8 strengblandingsmyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [6] blandingsmyrTF–9 gjenvoksningsmyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [8] jordvannsdominert myrTF–10 flatmyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [8] jordvannsdominert myrTF–11 gjennomstrømningsmyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [8] jordvannsdominert myrTF–12 bakkemyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [8] jordvannsdominert myrTF–13 strengmyr < 1 < 1 våtmarksmassiv [8] jordvannsdominert myr





Kommentar



89

TF–14 flommyr ==1 =2 == 1 flommyr, myrkant og myrskogsmark= 2 våtmarksmassiv [11] flommyr

TF–15 palsmyr + = + åpen myrflate [1] ombrogen myrflate-tue= våtmarksmassiv [7] palsmyr

TF–16 polygonmyr =1 = 1 våtmarksmassiv [2] polygonmyrTF–17 djupkilde ++ > ++ svak kilde og kildeskogsmark, sterk kaldkilde

> våtmarksmassiv [9] kildemyr, [10] sterk djupkilde





Kommentar



90

Referanser

Alapassi, M., Andersen, S., Erikstad, L., Geirsson, K., Jansson, A., Johansson, C.E. & Suominen, V. 2000. Geodiversitet i nordisk naturvård. – Nord 2000: 1-149.

Andersen, B.G. 2000. Istider i Norge. Landskap formet av istidens breer. – Universitetsforlaget. Oslo.

Birks, H.J.B. 1993. Is the hypothesis of survival of glacial nunataks necessary to explain the present-day distributions of Norwegian mountain plants? – Phytocoenologia 23: 399–426.

Brabrand, Å., Bremnes, T., Saltveit, S.J., Koestler, A.G. & Bogen, J. 2005. Grunnvannstilstrømning til elveavsnitt: økologisk betydning for bunndyr og fisk. – Norg. Vassdrags- Energidir. Rapp. 2005: 1-64.

Brochmann, C., Gabrielsen, T.M., Nordal, I., Landvik, J.M. & Elven, R. 2003. Glacial survival or tabula rasa? The history of North Atlantic biota revisited. – Taxon 52: 417-450.

Flatberg, K.I. 2002. The Norwegian Sphagna: a field colour guide. – Univ. Trondheim VidenskMus. Rapp. bot. Ser. 1: 1-44.

Fremstad, E. & Moen, A. 2001. Truete vegetasjonstyper i Norge. – Norg. tekn.-naturvit. Univ. VitenskMus. Rapp. bot. Ser. 2001: 4: 1-231.

Gjessing, J. 1978. Norges landformer. Universitetsforlaget. Oslo

Hovland, M., Hill, A. & Stokes, D. 1997. The structure and geomorphology of the Dashgil mud volcano, Azerbaijan. – Geomorphology 21: 1–15

Hovland, M. & Judd, A.G. 1988. Seabed pockmarks and seepages: impact on geology, biology and the marine environment. – Graham & Trotman, London.

Joosten, H. & Clarke, D. 2002. Wise use of mires and peatlands. – International Peat Society & International Mire Conservation Group.

Klemsdal, T. 1982: Coastal classification and the coast of Norway. – Norsk geogr. Tidsskr 36: 129-152.

Lauritzen, S.E. 1981. Innføring i speleologi og karstmorfologi. Regional utbredelse av karstformer i Norge. – Kontaktutv. Vassdragsregul. Univ. Oslo Rapp. 27: 1–80.

Liestøl, O. 1977. Pingos, springs, and permafrost in Spitsbergen. – Norsk Polarinst. Årb. 1975: 7-29.

Liestøl, O. 1989 Kompendium i glasiologi. – Meddelelser fra Geografisk institutt, Universitetet i Oslo. Naturgeografisk serie. Rapport nr 15.

Moen, A. 1973. Landsplan for myrreservater i Norge. – Norsk geogr. Tidsskr. 27: 173-193.

Moen, A. 2002. Mires and peatland in Norway: status, distribution, and nature conservation. – Norg. tekn.-naturvit. Univ. VitenskMus. Rapp. bot. Ser. 2002: 2: 41-60.

Moen, A. 2006. Regional variation and protection of mires in Norway. – I: Anonym (red.) Mire ecosystems in Northern Europe: diversity, dynamics, carbon balance, resources and conservation. Proceedings of international symposium Petrozavodsk 2005. Institute of Biology, RAS Karelian Research Centre & Branch of biological Sciences, Russian Academy of Sciences & Finnisk Environment Institute, Petrozavodsk, pp. 327-339.

Nesje, A. 1995. Brelære. – Høyskoleforlaget, Kristiansand.

Olesen, O. 2004. Problemene skyldes dypforvitring. – Geo 11: 18–20.

Ottersen, G. & Auran, J.A. (red.). 2007. Helhetlig forvaltningsplan for Norskehavet: Arealrapport med miljø- og naturressursbeskrivelse. – Fisken Havet 2007: 6: 1-165.

Ramberg, I.B, Bryhni, I. & Nøttvedt,A. (red). 2007. Landet blir til. Norges geologi, 2. utg. – Norsk geologisk forening, Trondheim.

Rosgen, D. 1996. Applied river Morphology. – Wildland Hydrology, Pagosa Springs, Colorado.

Sulebak, J.R. 2007. Landformer og prosesser: En innføring i naturgeografiske tema. – Fagbokforlaget, Bergen.

Thorsnes, T., Erikstad, L., Dolan, M.F.J., Bellec, V.K. 2009: Submarine landscapes along the Lofoten-Vesterålen-Senja margin, northern Norway. – Norw. J. Geol. 89: in press.

Trømborg, D. 2006. Geologi og landformer i Norge. – Landbruksforlaget, Oslo.

Økland, R.H. 1989. Hydromorphology and phytogeography of mires in inner Østfold and adjacent part of Akershus, SE Norway, in relation to regional variation in SE Fennoscandian mires. – Opera bot. 96: 1-122.


91

Documents

NATURTYPER I NORGE i ekstern... · Institutt for biologi, Universitetet i Tromsø Reidar Elven Naturhistorisk museum, Universitetet i Oslo Geir Gaarder ... F11 Landformer knyttet