&INTNU Kunnskap for en bedre verden
Utløsende årsaker til løsmasseskred i Utvik og Stordalen 24. juli 2017
Ellen Sophie Sverdrup Rønningen
Geologi
Hovedveileder: Terje Harald Bargel, IGP
Institutt for geovitenskap og petroleum Innlevert: juni 2018
Norges teknisk-naturvitenskapelige universitet
ii
Sammendrag
Denne oppgaven tar for seg to områder på Vestlandet, Stordalen (Hordaland/Sogn og Fjordane) og Utvik (Sogn og Fjordane), som 24. juli 2017 ble rammet av skred- og flomhendelser. Målet med oppgaven har vært å undersøke skredhendelsene i de to områdene, for å få en forståelse av hva som forårsaket hendelsene, og om lignende hendelser kan forventes i fremtiden.
Skredhendelsene i de to områdene ble kartlagt og undersøkt gjennom feltarbeid, og innsamlede data ble brukt for videre kartanalyser. Nedbørsdata ble analysert og sammenlignet med terskelverdier for skred. Videre har det blitt undersøkt hvordan hendelsene ble håndtert av jordskredvarslingstjenesten.
Resultater viser en tydelig korrelasjon mellom skredhendelsene og intens, kortvarig nedbør.
Det er sett at løsmasseskredenes karakteristikk og omfang bestemmes av landskapet ved forskjellige geografiske lokaliteter. Løsmasseskred kan videre bli utløst ved forskjellige mekanismer innenfor ett og samme område ved kraftig og intens nedbør.
De ble ikke varslet om jordskredfare i noen av områdene, men et OBS-varsel ble utsendt for Sogn og Fjordane. Jordskredvarselet tar høyde for høy vannmetningsgrad i jorden, men resultater viser at løsmasseskred kan utløses ved tørre jordforhold dersom nedbøren er kortvarig og intens. Ettersom klimaprognoser viser flere hendelser med ekstremvær, er det svært uheldig at slike hendelser ikke fanges opp i varslingen.
Resultater viser at døgnnedbør ikke er tilstrekkelig for analysering av skred utløst av intens og kortvarig nedbør. Det ville derfor være fordelaktig om nedbørstasjonsnettet ble utvidet, og at målinger ble registrert med bedre oppløsning. Dette for å forbedre grunnlagsdata for utvikling av nedbørsterskler for kortvarig og intens nedbør til bruk i jordskredvarsling.
iii
iv
Abstract
Two areas in the western part of Norway was affected by a large number of debris flows- and floods 24th of July 2017. The incidents caused extensive material damages to infrastructure, households and cultivated areas, closing the roads for a long period at different locations. The objection for this study has been to achieve an understanding of the triggering factors prior to these incidents and to evaluate whether similar events are likely to take place in the future.
The results show a strong correlation between the landslide incidents and high-intensity and short-term precipitation. It is observed that both the characteristics and the extent of debris flows are highly affected by local geological and topographic characterizations. During a short period of heavy rainfall, several mechanisms may be capable of triggering a debris flow within one area.
No local or regional warning was sent out by the Norwegian Early Warning system, but a warning notice was sent out. The Norwegian warning system provides a daily landslide hazard evaluation based on a 24-hours resolution, and the system consider water saturation of the soil as an important factor for landslides. However, results from this study implies that debris flows can be triggered in well drained soils during intense and heavy rainfall.
Furthermore, results show that threshold values based on 24 hours-rainfall are not sufficient for analysing landslides triggered by intense and heavy rainfall. These kinds of events are likely to occur in the future as a result of abnormal weather conditions. Therefore, one should focus on establishing meteorological data with a higher resolution, in order to improve the knowledge regarding such incidents.
v
vi
Forord
Denne oppgaven er en avsluttende oppgave i det toårige masterprogrammet i Geologi realfag ved Institutt for geovitenskap og petroleum (IGP) ved Norges teknisk-naturvitenskapelige universitet (NTNU). Oppgaven er skrevet gjennom skoleåret 2017/2018, og tilsvarer 60 studiepoeng. Oppgaven har vært et samarbeid med Statens vegvesen (SVV). Hovedveileder for oppgaven har vært førsteamanuensis 2 og tidligere sjefsgeolog i NVEs skred- og vassdragsavdeling i Region Midt, Terje H. Bargel. Biveiledere har vært Njål Farestveit og Julie Bjørlien Engelien fra SVV.
Jeg setter stor pris på alle som har hjulpet og støttet meg gjennom arbeidet med oppgaven. Først vil jeg takke hovedveileder Terje H. Bargel for god veiledning, støtte og tilbakemeldinger gjennom året. Videre vil jeg takke mine biveiledere Njål Farestveit og Julie Bjørlien Engelien for godt samarbeid og god veiledning gjennom året, og for fin dag med befaring i Stordalen.
Videre vil jeg takke Rolf Aasland og Jan Helge Aalbu fra SVV for befaringsdag i Utvik. En stor takk rettes til Mari Haraldsen, som ville bli med på tur til Stordalen og Utvik, og som alltid får meg i godt humør!
Jeg vil også takke MET, NVE, BKK Stordalen og entreprenør. Jeg har satt stor pris på at dere har tatt dere tid til å svare på spørsmål, og bidra med masse nyttig informasjon!
Til slutt rettes en stor takk til mine medstudenter for fine år på NTNU!
Ellen Sophie Sverdrup Rønningen Trondheim, 12.06.18
vii
viii
Innholdsfortegnelse
Figurliste ... x
Tabelliste ... xvi
1 Innledning ... 1
1.1 Bakgrunn ... 1
1.2 Problemstilling og fremgangsmåter ... 2
1.3 Oversikt over studieområdene ... 3
1.4 Værsituasjonen i Norge før og under hendelsene ... 4
2 Teori ... 6
2.1 Kvartærgeologi og dannelse av løsmasser ... 6
2.2 Fluviale prosesser - massetransport og flom ... 17
2.3 Skredterminologi og klassifisering av skred ... 19
2.4 Løsmasseskred – definisjon, klassifisering og karakteristikk ... 21
2.5 Vurdering av skråningsstabilitet ... 27
2.6 Faktorer som påvirker skråningsstabilitet ... 30
2.7 Utløsende årsaker for jordskred og flomskred ... 38
2.8 Sammenheng mellom jordskred og klima ... 40
2.9 Kritisk nedbør for utløsning av jordskred og flomskred ... 44
3 Metode ... 55
3.1 Feltarbeid ... 55
3.2 Databehandling i GIS ... 56
3.3 Analysering av meteorologiske og hydrologiske data ... 58
4 Skildring av studieområdene ... 61
4.1 Stordalen ... 61
4.2 Utvik ... 68
ix
5 Resultater ... 75
5.1 Feltobservasjoner Stordalen ... 75
5.2 Klimadata Stordalen ... 99
5.3 Oppsummering Stordalen ... 105
5.4 Feltobservasjoner Utvik ... 107
5.5 Klimadata Utvik ... 129
5.6 Oppsummering Utvik ... 136
6 Diskusjon ... 137
6.1 Skredutløsende årsaker Stordalen ... 137
6.2 Skredutløsende årsaker i Utvik ... 143
6.3 Vurdering av jordskredvarselet ... 148
6.4 Sammenligning av hendelsene i Utvik og Stordalen ... 151
6.5 Løsmasseskred i fremtiden... 152
7 Konklusjoner ... 154
7.1 Videre arbeid ... 156
8 Litteraturliste ... 157
VEDLEGG A ... 164
VEDLEGG 2 ... 172
VEDLEGG C ... 174
x
Figurliste
Figur 1.1: Kart over Vestlandet. De to studerte områdene er markert med grønt. Topografisk kart hentet fra Geonorge (2018). ... 3 Figur 1.2: Døgnnedbør registrert 24. juli kl. 08.00 (til venstre) og 25. juli kl. 08.00 (til høyre).
Gul firkant markerer registrert skredhendelse. Trekanter markerer veimeldinger for flom og skred. Data fra xGeo (2018). ... 5 Figur 1.3: Akkumulert nedbør siste 24 timer frem til 08.00 24. juli, registrert av radar (Andersen et al., 2017). ... 5 Figur 2.1: Kornfordelingskurver for forskjellige løsmassematerialer (Brattli, 2015). ... 8 Figur 2.2: Forenklet illustrasjon av rundingsgrad i fire klasser (Brattli, 2015)... 9 Figur 2.3: Jordarten til vestre er godt sortert og godt rundet, med høy porøsitet og permeabilitet.
Jordarten er mindre pakket. Jordarten til venstre er kantkornet og dårlig sortert, med liten porøsitet og permeabilitet. Jordarten er godt pakket. Figur fra Jørgensen et al. (2013)... 10 Figur 2.4: Illustrasjon av friksjonsvinkel for tre friksjonsjordarter, hvor det fremgår at friksjonsvinkel øker med kornstørrelse og kantethet. Modifisert etter Brattli (2016)... 11 Figur 2.5: Hydraulisk konduktivitet, K, for forskjellige løsmasser, presentert av Brattli (2009).
... 14 Figur 2.6: Inndeling av vannsoner i et jordprofil (Brattli, 2009). ... 15 Figur 2.7: Hjulstrøms diagram, presentert av (Brattli, 2015). Diagrammet indikerer sammenhengen mellom erosjon, transport og sedimentasjon, etter kornstørrelse. ... 18 Figur 2.8: Illustrasjon som viser inndelingen av utløsningsområde, skredløp og utløpsområdet for et løsmasseskred. Modifisert etter Highland (2004). ... 21 Figur 2.9: Ulike typer jordskred. a løsner i en bruddsone, mens b løsner i et punkt. Figurer fra (NVE, 2013) ... 23 Figur 2.10: Flomskred i ravinelandskap (NVE, 2013). ... 24 Figur 2.11: Faktorer som virker på en skråning (Sidle & Ochiai, 2006). ... 28 Figur 2.12: Illustrasjon av divergerende, planar og konvergerende terrengform. Modifisert etter Sidle og Ochiai (2006). ... 31 Figur 2.13: Illustrasjon av terrengform hvor det typisk utløses jordskred under knekkpunkt i terrenget. På knekkpunktet er løsmassedekket tynt, og poretrykk bygges lettere opp. Illustrasjon fra (Bargel, 2017). ... 32 Figur 2.14: Effektivspenninger i jord (Emdal, 2014). ... 34
xi
Figur 2.15: Illustrasjon av et typisk jordprofil for morene i Norge (SINTEF, 2016). ... 37
Figur 2.16:Jordskred kan ofte utløses i området hvor løsmassedekket ligger mot en bratt bergflate, som illustrert på figuren (SINTEF, 2016). ... 37
Figur 2.17: Forventet økning i antall dager med ekstremnedbør for perioden 1990-2050, hentet fra GeoExtreme (2009). ... 41
Figur 2.18: Endring i relativ hyppighet av jordskred som følge av fremtidige klimaendringer, med høyde for geologiske forhold samt klimaendringer for ulike årstider/sesonger for ulike skredtyper. Figur fra GeoExtreme (2009). ... 43
Figur 2.19: Sammenhengen mellom nedbør, varighet og kritiske forhold for skred etter Caine (1980), presentert av Norem og Sandersen (2014). ... 45
Figur 2.20: Kritisk vanntilførsel for løsmasseskred, modifisert av Norem og Sandersen (2014) etter Sandersen et al. (1996). Prikker representerer vanntilførsel for skredhendelser. ... 47
Figur 2.21: Aktsomhetsnivåer (faregrad) brukt i skredvarslingen, fra Boje (2017)... 50
Figur 2.22: Statistisk analyse av dager med og uten skred. Punktene representerer studerte dager. Linjene representerer tersklene for de ulike aktsomhetsnivåene. Figur presentert av Boje et al. (2014). ... 53
Figur 4.1: Kart over studieområdet. Stordalen ligger på grensen mellom Hordaland (sørsiden) og Sogn og Fjordane (nordsiden) av markert fylkesgrense med lilla (Geonorge, 2018) ... 61
Figur 4.2: Landskapet i Stordalen. Bilde tatt på toppen (815 m o.h.) øst for Krokevatnet. Krokevatnet til høyre i bildet og Stordalsvatnet til venstre i bildet. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 62
Figur 4.3: Berggrunnskart over Stordalen, i målestokk 1:250 000. Kart fra NGU (2018a). ... 63
Figur 4.4: Kvartærgeologisk kart over Stordalen. Kart fra NGU (2018b). ... 63
Figur 4.5: Det undersøkte området ligger sentralt i bildet, markert med stiplet rektangel. Grønne prikker markerer posisjonene til offentlige meteorologiske stasjoner, og røde prikker markerer posisjonene til BKKs nedbørmålere. Topografisk norgeskart fra Geonorge (2018). ... 64
Figur 4.6: Nedbørsnormaler, generert fra (eKlima, 2018) ... 65
Figur 4.7: Nedbørsnormaler for Stordalen, for perioden 1986-2015. Data tilsendt fra BKK (2018). ... 66
Figur 4.8: Registrerte skredhendelser i Stordalen, markert med firkanter. Pilen indikerer det registrerte skredet fra 24. juli 2017. Kart generert fra skrednett.no (2018). ... 67
Figur 4.9: Oversiktskart over området rundt Utvik. Bakgrunnskart fra Geonorge (2018) ... 68
Figur 4.10: Utvik ligger sør for Innvikfjord. Foto: Sogn og Fjordane fylkeskommune ... 69
Figur 4.11: Berggrunnskart over Utvik og Gloppen (NGU, 2018a). ... 70
xii Figur 4.12: Kvartærgeologisk kart over Utvik og Gloppen (NGU, 2018b). ... 71 Figur 4.13: Oversikt over nedbørstasjoner rundt studieområdene, som er markert med rød firkant. Bakgrunnskart er topografisk norgeskart fra Geonorge (2018) ... 72 Figur 4.14: Månedsnormaler for nedbør rundt Utvik, generert fra eklima.no (2018). ... 73 Figur 4.15: Oversikt over registrerte skredhendelser i Utvik. Kart generert fra skrednett.no (2018). ... 74 Figur 5.1: Oversikt over skred utløst 24. juli 2017. Topografisk norgeskart fra Geonorge (2018).
De undersøkte skredene er markert med navn, mens andre skred i terreng er markert med rød prikk. ... 75 Figur 5.2: Oversiktskart over skredene sør for Stordalsvatnet. Skred 1 er markert med rødt omriss. Løsnepunktene til utglidninger i den samme dalsiden er markert med blå prikker.
Bakgrunnskart fra Geonorge (2018)... 76 Figur 5.3a og b: a viser helningsgrad i området rundt skred 1. b viser DHM for området rundt skredet. ... 77 Figur 5.4: Oversiktsbilde over skred 1. Foto: Julie Engelien Bjørlien. ... 78 Figur 5.5: Oversikt over skredet, fra løsnepunkt og nedover, fra sørlig del. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 79 Figur 5.6 a og b: Området bak løsnepunktet. a viser sprekk mellom gjenværende jordstykke og fjellhammer. b viser fjellhammeren og bruddkanten i sørlig del. Området bak skredet er bratt, og har lite vegetasjon. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 79 Figur 5.7: Bratt parti under konvekst parti med tynt løsmassedekke, hovedsakelig bestående av torv og mose. Tynt dekke ble observert videre bortover skråningen utenfor skredløpet, hvor det stedvis er små sprekker hvor fjellet er eksponert. Bildet er tatt fra sørlig del av skredløp. Foto:
Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 80 Figur 5.8: Bilde tatt fra nordlige, laterale del av skredet og nedover mot veien. Bildet viser glideplanet bestående av bart fjell og et tynt leirelag. Hvit pil indikerer nederste konvekse parti.
Mektigheten til løsmassene er indikert. Løsmassedekket øker i området nedenfor det markerte konvekse partiet. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 81 Figur 5.9: Glideplanet til skredet veksler mellom bart fjell og tynt lag av finere fraksjoner. Foto:
Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 81 Figur 5.10a og b - Bilder fra R11-skjema, tatt 25. juli. Foto: R11-skjema. ... 82 Figur 5.11: Utløpsområdet, sett fra sørlig ytterkant av skredet. Viser at avsetningen inneholdt fraksjoner fra blokker til mindre. Også organisk materiale og trær er med i avsetningen. Foto:
Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 82
xiii Figur 5.12: Skred 2 markert med rødt. Topografisk Norgeskart fra Geonorge (2018). ... 83 Figur 5.13: Bilde av skred 2. Se spade for målestokk. Bildene til høyre er nærbilder av lokaliteter indikert av pilene. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen... 84 Figur 5.14: Skred 2, dagen etter utløsning. Foto: R11-skjema. ... 85 Figur 5.15: Oversiktskart over skred 4a,b,c og d. Topografisk norgeskart fra Geonorge (2018).
... 86 Figur 5.16a og b: a viser detaljert høydemodell med inntegnede skred. b viser bratthetskart med inntegnede skred. ... 88 Figur 5.17: Oversiktsbilde over skråningen hvor skred 4 er lokalisert, tatt med drone. Skredenes omriss er markert med svart, stiplet linje. Foto: Njål Farestveit. ... 89 Figur 5.18: Skred 4a dagen etter utløsning. Foto: R11-skjema. ... 89 Figur 5.19: Vegetasjonen langs skredløpet. Mye bregner, torv og gress, samt bøyde bjørketrær.
... 90 Figur 5.20: Oversikt over løsnepunktet til skredet. Skredets omriss er markert med svart, stiplet linje. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 91 Figur 5.21: Bilde tatt rett under konvekst parti, 640 m o.h.. Viser eksponert fjell i skredløpet.
To vannveier, hvor det rant vann under befaring, er markert med piler. Bildet er tatt rett under konvekst parti marker på figur 5.22. Foto Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 92 Figur 5.22: Skredløp 650 m o.h. Materialet i skredløpet er gradert og usortert. En forsenkning med rennende vann er markert. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 93 Figur 5.23: utløpsområdet vest for Fv92. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 94 Figur 5.24: Skred 4b, bilde tatt rett under utløsningspunkt. Viser at glideplanet består av både bart fjell og løsmasser. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 95 Figur 5.25: Skred 4b. Bildet er tatt i utløpsområdet, noen meter ovenfor veien. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 96 Figur 5.26: Skred 4c, bilde tatt over løsnepunkt, på den sørlige siden. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 97 Figur 5.27: Skred 4d, fra drone. Foto: Njål Farestveit. ... 98 Figur 5.28: Oversikt over registrert nedbør på offentlige målestasjoner rundt Stordalen. Data generert fra eKlima.met (2018). ... 99 Figur 5.29: Nedbørsdata fra BKK Stordalen for Juli 2017 ... 100 Figur 5.30: Nedbørdata fra BKKs nedbørsmålinger i timene før og etter skredhendelsene. . 100
xiv Figur 5.31: Akkumulert nedbør innenfor siste time før angitt klokkeslett. Området rundt Stordalen er indikert med rektangel. Rød farge indikerer sterkere intensitet. Radarbilder tilsendt fra MET (Håvelsrud, 2018). ... 102 Figur 5.32: Jordens vannlagerkapasitet 24. juli kl 07.00. Modellsimulering fra xGeo.no. .... 103 Figur 5.33: Grunvannstilstand 24. juli kl. 07.00, simulert fra xGeo.no. ... 103 Figur 5.34: Vannmetning i jorden 24. juli kl. 07.00, simulert fra xGeo.no. Data fra xGeo viser at parameteren holdt seg under 60 % hele juli. ... 104 Figur 5.35: Interpolert temperatur Stordalen, samme posisjon som BKK nedbørsmålinger. 104 Figur 5.36: Sammenheng mellom nedbørsvarighet og gjennomsnittlig årlig nedbør, presentert av Norem og Sandersen (2014) etter Sandersen et al. (1996). Nedbørsdataene fra Stordalen er plottet inn, hvor rød prikk indikerer utløste skred etter nedbør i 4 timer. Grønn prikk indikerer hvordan det ville plottet dersom samme nedbørsmengde kom over 24 timer... 105 Figur 5.37: Oversikt over undersøkte områder i Utvik og Gloppen, markert som lokalitet 1-3.
Punktene markerer andre lokaliteter hvor det er gjort observasjoner utenfor studieområdene.
Topografisk kart fra Geonorge (2018). ... 107 Figur 5.38: Oversikt over observerte hendelser i Utvik (Lokalitet 1 og 2). Observerte hendelser er markert med lilla prikker. Topografisk norgeskart fra Geonorge (2018) og løsmassekart fra NGU (2018b). ... 108 Figur 5.39: Helningskart over området rundt Storelven, basert på DHM fra før skredhendelsen.
... 109 Figur 5.40: Oversikt over hendelsen i Storelven. Brun rektangel markerer område hvor elven går i et juv, som også kan ses på bratthetskartet (Geonorge, 2018). ... 110 Figur 5.41a: Ortofoto over Utvik sentrum fra før nedbørshendelsen, tatt i 2015. 13b: Ortofoto fra etter nedbørshendelsen, 3. august 2017. Foto fra norgeibilder.no (2018). ... 111 Figur 5.42: Overgang mellom erosjon og avsetning. Område hvor en bro ble ødelagt, og elven tok nytt løp, er markert. I området markert med erosjon var det glattskurt berg og lite løsmasser.
Foto: Rolf Aasland (SVV). ... 112 Figur 5.43: Dronebilde tatt under befaring. Markert punkt indikerer 5.41. Foto: Rolf Aasland (SVV). ... 112 Figur 5.44: Utglidninger i skråning ved Storelven. Bildene representerer lokalitet «Utglidninger Storelven» på figur 5.38. Foto: Mari Haraldsen. ... 113 Figur 5.45: Erosjon og avsetning på topografisk norgeskart (Geonorge, 2018). b: Helningskart basert på DHM fra før flommen. ... 114
xv Figur 5.46: Brulandselven tok tre nye løp (markert med røde piler) etter sving. Foto: Jan Helge Aalbu. ... 115 Figur 5.47a: Ortofoto fra etter flommen (3. august 2017). 16b: Ortofoto fra før flommen (2015).
Foto fra Norgeibilder.no (2018) ... 116 Figur 5.48: Bilde av flomskredet i Brulandselven noen timer etter hendelsen. Foto: Roger Sevrin Bruland/NRK ... 116 Figur 5.49: Oversikt over lokaliteten for utglidninger ved Marigjølet, topografisk norgeskart fra (Geonorge, 2018). ... 117 Figur 5.50: Utglidning, markert som 1 på figur 5.49. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen.
... 118 Figur 5.51: Utglidning med gjenværende løsmassebit, markert som 2 på figur 5.49. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 119 Figur 5.52: Utglidninger i terrenget, markert som "Skred i terreng - vei" på figur.. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 120 Figur 5.53: Oversikt over lokaliteten, som er markert med blå rektangel. Orange rektangel markerer veistrekning med flere ødeleggelser på vei. Topografisk kart fra Geonorge (2018).
... 121 Figur 5.54: Bilde av skredet, tatt fra E39. Spesielt er det et bratt fjellparti på østsiden av skredet.
Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 122 Figur 5.55: Bratthetskart, med helning angitt i grader. ... 123 Figur 5.56: Detaljert høydemodell fra før hendelsen med punkttetthet 5. ... 124 Figur 5.57: Skråningen øst for skredet er blokkrikt. Se sko for skala. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 125 Figur 5.58: Knekkpunkt i terrenget. Løsneområdet til skredet ligger rett under knekkpunkt.
Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 126 Figur 5.59: Flatere område ovenfor knekkpunkt og skredets løsnepunkt. Tydelig tegn på større vannføring. Vannet var delvis frosset til is under befaring. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 126 Figur 5.60: Tegn på mye vann. Nylig ødelagt bark tyder på erosjon. ... 127 Figur 5.61: Skredets utløpsområde gikk over E39 og nedover mot Breimsvatnet. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen. ... 128 Figur 5.62: Dreneringskulvert for elven under E39. Foto: Ellen Sophie Sverdrup Rønningen.
... 128 Figur 5.63: Nedbørregistreringer i området rundt Utvik. Data generert fra (eKlima, 2018) . 129
xvi Figur 5.64: Timesnedbør og middeltemperatur registrert i Sandane. Nedbørsregistreringene representerer nedbøren for den første timen etter oppgitt måletidspunkt (NIBIO, 2018). ... 130 Figur 5.65: Interpolert tilførsel av vann fra regn og snøsmelting 24. juli kl. 08.00. b: Interpolerte tilførsel av vann fra regn og snøsmelting 25. juli kl. 08.00 (xGeo.no, 2018). ... 130 Figur 5.66: 24-timers akkumulert nedbør kl. 06.00, fra radar. Tilsendt fra MET. ... 131 Figur 5.67: Akkumulert nedbør fra radar. Rød farge indikerer høyere intensitet. Pil indikerer Utvik. Figurer tilsendt fra MET (Sidselrud, 2018). ... 134 Figur 5.68: Simulerte data fra xGeo.no (2018). a: Grunnvannstand. b: Relativ vannmetningsgrad. c: Jordens vannlagerkapasitet. d: Vanntilførsel fra snø. ... 135 Figur 5.69: Sammenhengen mellom nedbør og skred presentert av (Norem & Sandersen, 2014) etter Sandersen et al. (1996). 87,4 mm på 14 t plottet med blå, lys blå indikerer samme nedbørsmengde på 24 t.48,6 mm på 1 t er plottet med grønn prikk. ... 136
Tabelliste
Tabell 2.1: Oversikt over inndeling av kornfraksjoner (Brattli, 2015; SVV, 2016). ... 7 Tabell 2.2: Hovedkarakteristikk for jordskred og flomskred, modifisert etter Bargel et al.
(2011). ... 26 Tabell 4.1: Normal årsnedbør, referanseperiode og avstand fra studieområdet (eKlima.no, 2018). ... 65 Tabell 4.2: Nedbørstasjoner i området rundt Utvik. Avstander er omtrentlige, med Utvikfjellet som referansepunkt (NIBIO, 2018). ... 72
xvii
1
1 Innledning
24. juli 2017 ble to områder på Vestlandet rammet av intens og kortvarig nedbør. Dette medførte flom og flere hendelser med løsmasseskred i Utvik i Sogn og Fjordane. Hendelsene resulterte i store ødeleggelser på infrastruktur, bebyggelse og dyrket mark. Det ble også utløst flere løsmasseskred i Stordalen, på fylkesgrensen mellom Hordaland og Sogn og Fjordane. To av skredene hadde rekkevidde over fylkesveien, og medførte stenging. Målet med denne oppgaven er å analysere de utløsende årsakene til skredhendelsene, og å undersøke om lignende hendelser kan forventes i fremtiden.
1.1 Bakgrunn
Løsmasseskred utgjør en stor fare i Norge. Bratte dalsider preger landskapet i store deler av landet, og veier, infrastruktur og bebyggelse ligger skredutsatt til. Hvert år fører jordskred og flomskred til stengte veier og jernbane, hvilket medfører betydelige kostnader for Statens vegvesen (SVV), BaneNor, Norges vassdrags- og energidirektorat (NVE), så vel som for samfunnet. Utbyggingen av landet, med befolkningsvekst og stadig utvikling av infrastruktur, gjør landet mer sårbart for naturkatastrofer.
Jordskred og flomskred faller innenfor kategorien løsmasseskred, og skredene er sterkt knyttet til nedbør. Klimaprognoser viser økning i dager med nedbør, og økning i episoder med ekstremvær de neste 100 år. Som følge av dette er det sannsynlig med hyppigere forekomster også av nedbørsrelaterte løsmasseskred (Jaedicke et al., 2008; GeoExtreme, 2009; Kronholm
& Stalsberg, 2009).
For å være i stand til å håndtere og begrense konsekvensene av slike hendelser, er det viktig med en god forståelse av prosessene som ligger bak. Et viktig verktøy er jordskredvarslingstjenesten, som varsler om fare for jordskred til enhver tid, og for hele landet.
Jordskredvarslingen er ikke utviklet for å fange opp intensiv og kortvarig nedbør. Ettersom nedbørstasjoner i Norge vanligvis måler nedbør en gang i døgnet, har få norske studier undersøkt intensiteten i forkant av hendelser utløst av kortvarig og intens nedbør. Flere ekstremværhendelser i fremtiden gjør det viktig med god forståelse knyttet til problematikken, for være i stand til å utvikle en bedre varslingstjeneste relatert til kortvarig, intensiv nedbør.
2
1.2 Problemstilling og fremgangsmåter
Hovedmålet med oppgaven har vært å undersøke årsakene til at det var skred- og flomhendelser i to begrensede geografiske områder 24. juli 2017. Det har videre blitt formulert og fokusert på ulike delmål.
1. Undersøke om skred- og flomhendelsene kunne ha blitt varslet bedre.
2. Vurdere om lignende hendelser som det var i Utvik og Stordalen 24. juli 2017, vil opptre hyppigere i fremtiden basert på klimaprognoser.
3. undersøke om stasjonsnettet for værstasjoner i Norge er tilfredsstillende utbygd for å kunne varsle om ekstremnedbør.
4. Undersøke skråningsforhold ved utvalgte skred ved vei, for å se om det finnes noen fellestrekk.
Oppgaven har utgangspunkt i feltundersøkelser, litteraturstudie, klimaanalyser og kartanalyser.
Skredhendelsene tilknyttet vei har etter interesse fra Statens vegvesen blitt kartlagt mer detaljert, for en grundig geofaglig vurdering av situasjonen. Dette får å få en god forståelse av hvordan eksisterende forhold i en skråning virker sammen med en ytre utløsende faktor.
Oppgaven inkluderer:
• Teori relevant for temaet og for resultatene.
• Feltarbeid med fokus på kartlegging av skredhendelser, med undersøkelser av skred utløst ved vei.
• Bruk av kartprogrammet ArcGIS for topografiske analyser og behandling av innsamlede data fra felt.
• Analyse av klimadata
• Analyse av jordskredfarevurdering og varsling i forbindelse med skredhendelsene.
I tillegg har lokalkjente har blitt kontaktet for mer informasjon om hendelsene. Også MET, NVE, privat kraftstasjon (BKK) og entreprenører som deltok i oppryddingsarbeidet har blitt kontaktet.
3
1.3 Oversikt over studieområdene
Begge de studerte områdene i denne oppgaven ligger på Vestlandet, som vist på figur 1.1. Utvik ligger i Stryn kommune i Sogn og Fjordane, og Stordalen ligger på grensen mellom Hordaland og Sogn og Fjordane, i Masfjorden og Høyanger kommune.
Figur 1.1: Kart over Vestlandet. De to studerte områdene er markert med grønt. Topografisk kart hentet fra Geonorge (2018).
1.3.1 Hendelsesforløp
Under en kortere periode på 4 timer falt det svært mye nedbør i Stordalen den 24. juli 2017, nedbørregistreringer viser 86 mm på 4 timer, hvor 56,5 mm kom i løpet av én time.
Registreringen hadde vært Norgesrekord dersom stasjonen var offisiell. Nedbøren var svært lokal, og ble kun fanget opp av en privat nedbørstasjon. Den kortvarige og intense nedbørshendelsen førte til 25 observerte løsmasseskred, hvor to gikk over fylkesveien. Veien ble derfor stengt ved to lokaliteter. I tillegg medførte overflatevann på fylkesveien opp til Stordalen hindret fremkommelighet.
4 Store mengder nedbør på kort tid førte til flom, løsmasseskred med endringer i elve- og bekkeløp og stor overflateavrenning i Utvik og området rundt. De store nedbørsmengdene medførte store lokale ødeleggelser på bygninger, veier, broer og dyrket mark. Mange kjellere ble fylt med vann, og flere mistet tilgang på vann- og strømtilførsel. Hendelsene førte til ødelagte broer og stengte veier ved flere lokaliteter, og det var begrenset fremkommelighet i lang tid etter. Nedbøren kom veldig lokalt, ifølge lokale opplevdes nedbør i nabobygden Innvik som vanlig sommerregn.
1.4 Værsituasjonen i Norge før og under hendelsene
Et lavtrykk fra Sverige trakk inn over Norge, hvor det ble utviklet kraftige byger med torden fra søndag ettermiddag den 23. juli til mandag ettermiddag den 24. juli. Kald luft som legger seg over varm luft gir opphav til ustabile luftmasser. I kombinasjon med luftfuktighet fra fjellområder dannes bygenedbør. Berørte områder var indre strøk av Sogn og Fjordane, Møre og Romsdal og Trøndelag, i tillegg til nordlige strøk i Oppland og Hedmark (Andersen et al., 2017).
23. juli varslet MET om lokale kraftige regnbyger i Oppland og Hedmark, samt i Sogn og Fjordane, Møre og Romsdal og Trøndelag, spesielt i indre strøk. Utstedelse av ekstremværvarsel ble vurdert, men det ble vurdert at et OBS-varsel ville være mer korrekt for værsituasjonen. NVE vurderte at et for lite geografisk område ville bli berørt, og det ble derfor ikke utsendt regionale jordskredvarsel. Jordskredvarslingen viste dermed faregrad 1 for hele landet. Vurderingene, med informasjon om at det ville komme mye nedbør, men med usikker plassering, ble utsendt til regionkontakter i Statens vegvesen og værvakter i Bane NOR søndag formiddag 23. juli. Fokuset var rettet mot Oppland og Hedmark, da prognoser viste størst sannsynlighet for nedbør i disse områdene. OBS-varsel ble publisert på yr.no, varsom.no og sendt ut til abonnementer av tjenesten, for Hedmark, Oppland, Sogn og Fjordane, Møre og Romsdal og Trøndelag. OBS-varsel ble ikke utsendt for Hordaland (Andersen et al., 2017).
Registrerte nedbørsobservasjoner fra perioden 23. juli kl. 08.00 og 24. juli kl. 08.00 viser mye nedbør flere steder i Sogn og Fjordane, men ingen unormale nedbørsmengder i Hordaland.
Figur 1.2 viser en oversikt over romlig fordeling av nedbør i Sør-Norge fra 23. juli kl. 08.00 til 25. juli kl. 08.00, presentert på xGeo.no. Figuren viser mest nedbør mellom 23. juli kl. 08.00 til 24. juli kl. 08.00. Figuren viser også registrerte skredhendelser fra datoen, samt lokaliteter hvor
5 veier ble stengt. Figur 1.3 viser akkumulert nedbør i 24 timer frem mor 08.00 den 24. juli fra nedbørsradar.
Figur 1.2: Døgnnedbør registrert 24. juli kl. 08.00 (til venstre) og 25. juli kl. 08.00 (til høyre). Gul firkant markerer registrert skredhendelse. Trekanter markerer veimeldinger for flom og skred. Data fra xGeo (2018).
Figur 1.3: Akkumulert nedbør siste 24 timer frem til 08.00 24. juli, registrert av radar (Andersen et al., 2017).
Nedbør 24. juli kl. 08.00 Nedbør 25. juli kl. 08.00
Utvik Utvik
Stordalen
Stordalen
Stordalen
Utvik
6
2 Teori
I dette kapittelet gjøres det greie for løsmasser, og løsmassenes dannelsesmåter. Videre følger en definisjon av skred, og hvordan skred klassifiseres, med fokus på flomskred og jordskred.
Klimaendringenes betydning for skredaktivitet blir belyst, og det blir sett på studier av sammenhengen mellom nedbørintensitet og løsmasseskred.
2.1 Kvartærgeologi og dannelse av løsmasser
Løsmasser er et begrep som benyttes om ubundet, granulære masser som hviler på fast fjell.
Massene kan bestå av blokk, stein, grus, sand, silt, leire, torv og deponerte masser fra mennesker, som ikke er forsteinet til en fast bergart. Materialet er dannet ved nedbrytning av bergarter, gjennom ulike prosesser (Powrie, 2004; Brattli, 2015). Størstedelen av løsmassene i Norge i dag ble dannet under Kvartærtiden, som startet for ca. 2,7 millioner år siden, og som er den yngste geologiske tidsperioden i jordens historie (Ramberg et al., 2013). Kvartærtiden er karakterisert av store klimasvingninger, med vekselsvis istider og mellomistider. Det anslås at det har vært omlag 40 istider og mellomistider i løpet av kvartær.
Isbreene i kvartær har hatt sterk eroderende kraft på underlaget. Bergstykker har blitt plukket og revet løs fra berggrunnen, og transportert videre med breene. Det er denne erosjonen som i stor grad har formet landskapet og avsatt løsmassene i Norge. Brefronten har rykket frem og tilbake som følge av klimatiske variasjoner. Den glasiale erosjonen fra det siste store isdekkes utbredelse under siste istid, Weichsel, har ført til at det er svært begrensede mengder med eldre kvartærgeologiske avsetninger på land i Norge (Mangerud, 2004). Nesten alle kvartærgeologiske avsetninger på land i Norge er yngre enn 300 000 år, hvor det er sannsynlig at mer enn 90 % av de gjenværende, nåværende glasiale avsetningene stammer fra siste istid Weichsel, som varte fra 117 000 BP (før nåtid) til 11 700 BP (Dahl, 1989; Olsen et al., 2013;
Brattli, 2015).
Løsmassene i Norge har også blitt dannet i tiden etter Weichsel (postglasialt), i Holocen, som er nåværende interstadial. Etter at isen trakk seg tilbake, kom dype daler frem i dagen, hvor det ble etterlatt store mengder løsmasser i alle typer terrengformasjoner. Skråningene er og var brattere enn hva de klarer å stå stabilt i, som gjør at fjell og løsmasser regelmessig har falt og sklidd ned i dalbunnen, med gravitasjon som drivkraft (Vorren & Mangerud, 2006). Også forvitringsprosesser har ført til dannelse av løsmasser, og etter landhevingen har elver skåret seg ned i terrenget, og erodert og avsatt materiale. I vår tid er nydannelse av løsmasser vanligvis en langsom prosess, og er derfor ikke merkbar, spesielt på Norges breddegrader (Ramberg et
7 al., 2013). I Norge er det er et markant skille mellom løsmassene og det faste fjellet under, ettersom isen fjernet det eldre løsmasser under siste istid (Høeg et al., 2014). Dette til forskjell fra den mer glidende overgangen som er vanlig i tropiske strøk.
2.1.1 Løsmassenes egenskaper
Løsmassenes dannelsesprosesser og senere påvirkning er i stor grad avgjørende for deres egenskaper, og påvirker løsmassenes skjærstyrke i en skråning. Egenskapene er ikke konstante, men varierer over tid. En forståelse av hvordan løsmassene er dannet kan være til stor nytte for skredfarevurdering. En løsmasse med en viss mekanisk eller kjemisk sammensetning kalles en jordart, og kan inndeles etter forskjellige egenskaper (Brattli, 2015).
Kornstørrelse og kornfordeling
Løsmassene består av flere kornstørrelser, som kan inndeles i fraksjonene leir, silt, sand, grus, stein og blokk, som angitt i Tabell 2.1.
Tabell 2.1: Oversikt over inndeling av kornfraksjoner (Brattli, 2015; SVV, 2016).
Fraksjon
Grovinndeling Fininndeling Kornstørrelse [mm]
Blokk > 600
Stein 600-60
Grus
Grov 60-20
Middels 20-6
Fin 6-2
Sand
Grov 2-0,6
Middels 0,6-0,2
Fin 0,2-0,06
Silt
Grov 0,06-0,02
Middels 0,02-0,006
Fin 0,006-0,002
Leir < 0,002
Løsmasser kan bestå av variasjoner av ulike kornfraksjoner, og er beskrivende for løsmassenes dannelsesmåter (Jørgensen et al., 1997). Ved å utføre en kornfordelingsanalyse, kan innholdet av de forskjellige kornfraksjoner i en løsmasseprøve bestemmes. Dette gjøres ved sikteanalyse av et testmateriale, og resultatene fremstilles ofte med en kornfordelingskurve, som illustrert på
8 figur 2.1. Kornfordelingskurvens utbredelse indikerer sorteringsgraden til en gitt løsmasse.
Steile kurver indikerer bedre sortering enn slake kuver, som indikerer usortert, eller velgradert materiale. Sortering av løsmasser skjer under transport og avsetning, hvor et godt sortert materiale vil være transportert av vann eller vind, mens dårlig sortert materiale vil være transportert av breer eller gravitasjonsprosesser (Jørgensen et al., 2013; Emdal, 2014). Figuren illustrerer typiske kornfordelingskurver for forskjellige løsmassetyper, omtalt i kapittel 2.1.2.
Figur 2.1: Kornfordelingskurver for forskjellige løsmassematerialer (Brattli, 2015).
Kornform
Kornform kan uttrykkes ved forholdet mellom flisighet (bredde og tykkelse) og stenglighet (lengde og tykkelse), rundhetsgrad og overflatetekstur (ruhet). Kornformen er beskrivende for løsmassenes dannelsesmåte (nedbrytning, transport, avsetning). Rundhetsgraden indikerer hvordan og hvor langt et materiale er transportert fra sitt opprinnelige opphavssted. Rundet materiale er typisk transportert av vann eller vind, over en lenger strekning, mens kantet materiale er transportert av isbre eller skred, over en kortere strekning (Jørgensen et al., 1997).
Videre vil større korn slites mer under transport enn fine korn, og sterke mineraler vil slites mindre enn svake mineraler. Svakere mineraler brytes lettere ned til finstoff. Petrografien er derfor avgjørende for kornformen, og også for størrelsen (Goldthwait, 1970; Brattli, 2015).
Videre vil petrografien bestemme om kornformen er avlang eller rund/kvadratisk, hvor svake mineraler er mer avlange (flisige og stengelige), og hvor sterke mineraler er mer kvadratiske.
Ruheten er også beskrivende for materialenes mekaniske styrke, transportform og petrografisk tekstur i kildebergarten.
Rundhet beskrives ofte etter en enkel inndeling som vist på figur 2.2, og avgjøres gjerne visuelt (Brattli, 2015).
9 Figur 2.2: Forenklet illustrasjon av rundingsgrad i fire klasser (Brattli, 2015).
Kantkornet materiale har større friksjonsflate enn rundkornet materiale, og gir kantkornet materiale større skjærstyrke. Dette vil påvirke materialets friksjonsvinkel.
Porøsitet og permeabilitet
Løsmassene består både av materiale og porer, hvor porene kan være fylt med vann, luft eller annen gass. Porøsitet defineres som volumet til porene som prosent av totalvolumet (Selby, 1993). Det skilles mellom total og effektiv porøsitet. Total porøsitet omfatter alle porer, både sammenhengende og avgrensede. Effektiv porøsitet omfatter alle porer som lar seg drenere.
Kornform har betydning for porøsitet, da kuleformede korn vil pakke seg mindre sammen enn avlange korn. Videre vil en dårlig sortert løsmasse kunne pakke seg bedre sammen enn en godt sortert (Fetter, 2001; Powrie, 2004; Emdal, 2014).
I sammenheng med løsmasser defineres permeabilitet som en jordarts evne til å lede vann under påvirkning av en trykkgradient. Permeabiliteten er en funksjon av porenes størrelse og form, og sammenhengen mellom disse. Dersom porestørrelsen øker, vil strømningsmotstanden i jordarten avta. Kornform, kornstørrelse og kornfordeling er av betydning for permeabiliteten (Brattli, 2009).
Figur 2.3 illustrerer forskjellen i porøsitet og permeabilitet for to jordarter med forskjellig kornform og korngradering, og viser hvordan porøsitet og permeabilitet kan variere med kornform og kornfordeling. En velsortert, godt rundet avsetning er typisk for fluvialt eller glasifluvialt materiale, mens en dårlig sortert og kantrundet avsetning er typisk for morene (Jørgensen et al., 2013).
10 Figur 2.3: Jordarten til vestre er godt sortert og godt rundet, med høy porøsitet og permeabilitet.
Jordarten er mindre pakket. Jordarten til venstre er kantkornet og dårlig sortert, med liten porøsitet og permeabilitet. Jordarten er godt pakket. Figur fra Jørgensen et al. (2013).
Pakningsgrad/konsolidering
Løsmasser vil ha forskjellig grad av pakning, eller konsolidering, hvor pakningen har stor betydning for porøsiteten (Jørgensen et al., 1997). Figur 2.3 illustrerer hvordan kornform og sortering påvirker pakningsgraden. Ved påført trykk vil en jordart presses sammen, slik at porerom reduseres og jordarten blir tettere pakket (Rahman et al., 2011). Jordarten kan også pakkes bedre sammen ved utfelling. Pakningsgraden bestemmes derfor av jordartens egenskaper, men også graden av påført trykk og eventuell utfelling (Alaoui et al., 2018). En jordart omtales som normalkonsolidert dersom den er konsolidert med et trykk tilsvarende effektivspenningen som jordarten har i dag (Brattli, 2015). Begrepet overkonsolidert benyttes når en jordart er mer konsolidert enn normalkonsolideringen. Bunnmorene er et godt eksempel, hvor overkonsolideringen skyldes tidligere påført trykk fra vekten til isbreen (se 2.1.2). Økende grad av konsolidering og kantethet fører til lavere permeabilitet og økt skjærstyrke En dårlig konsolidert jordart vil tilsvarende være mer permeabel, og ha mindre skjærstyrke. Forskjell i konsolideringsgrad mellom lag i løsmasser kan føre til økt skredfare (2.5 og 2.6.5).
Friksjonsvinkel
Friksjonsvinkel er den bratteste vinkelen hvor en løsmasse kan stå stabilt før utrasing.
Parameteren beskriver løsmassenes indre friksjon samt friksjonen mellom partikler.
Friksjonsvinkelen øker generelt ved økende kornstørrelse, korngradering og kornform, og er påvirket av mineralogien. Fuktighet vil også ha innvirkning på friksjonsvinkelen, ved tilsynelatende kohesjon (Leroueil & Hight, 2003). Figur 2.4 illustrerer hvordan friksjonsvinkelen vil variere med kornstørrelse og kornform.
11 Figur 2.4: Illustrasjon av friksjonsvinkel for tre friksjonsjordarter, hvor det fremgår at friksjonsvinkel øker med kornstørrelse og kantethet. Modifisert etter Brattli (2016).
Lagdeling
Kvartærgeologiske avsetninger kan deles inn i ulike lag, i likhet med sedimentære bergarter.
Slike slag kan skilles fra hverandre av ulike karakteristiske egenskaper, eller ved tydelige grenser mellom lagene. Et lag som kan skilles fra et annet betraktes som en stratigrafisk enhet (Jørgensen et al., 1997).
2.1.2 Klassifisering av løsmasser
Det finnes flere måter å klassifisere løsmasser på, hvor formålet er bestemmende for valg av klassifikasjonssystem.
Klassifisering basert på kornstørrelse og kornfordeling
Løsmasser klassifiseres ofte etter kornfraksjon og kornfordeling, med utgangspunkt i kornfraksjonene presentert i kapittel 2.1.1. Løsmassene beskrives etter fordelingen av kornfraksjoner, hvor navnet gis etter hvilken kornstørrelse som den er mest fremtredende, og av sorteringen av materialet. Klassifiseringen er vanlig å bruke for geotekniske formål (Brattli, 2015).
Klassifisering basert på dannelsesmåte
En vanlig måte å skille løsmasser i Norge på, er ved å se på dannelsesmåten (Høeg et al., 2014).
NGUs kvartærgeologiske kart tar utgangspunkt i en slik inndeling. Kornstørrelse, kornform og sortering er beskrivende for hvordan en løsmasse er dannet, og figur 2.1 viser typiske kornfordelingskurver for noen utvalgte løsmassetyper. De viktigste løsmassetypene i denne oppgaven vil videre beskrives kort.
Morene er generelt kjennetegnet ved dårlig sortering, med alle fraksjoner fra leir til blokk (figur 2.1). Materialet er typisk kantrundet, grunnet den relativt korte transportveien. Videre kan morene inndeles etter hvordan den er avsatt i forhold til breen. Bunnmorene er avsatt under
12 breen, og er vanligvis preget av stor mektighet og god konsolidering, etter trykket fra den overliggende isen. Avsmeltingsmorene (ablasjonsmorene) er avsatt av dødis under nedsmelting, og opptrer som tynne lag over bunnmorene, eller som uregelmessige hauger. Fine kornfraksjoner er ofte fjernet av smeltevann, og materialet er løst pakket. Randmorene er avsatt i front og langs sidene av breen, og er oftest løsere pakket enn bunnmorene (Brattli, 2015).
Bunnmorene finnes vanligvis i dalbunnen, og er den løsmassetypen med størst utbredelse i Norge (Jørgensen et al., 2013).
Grunnet de gjentatte istidene regnes morene som den dominante løsmassetypen i Norge over marin grense (Tømborg, 2006; Vorren & Mangerud, 2006; Høeg et al., 2014). Generelt er mektigheten til morenedekket i Norge relativt liten, typisk noen få meter, men kan stedvis være av større mektighet. Erosjon av bergmasser er avhengig av bergartsstyrke og bergartshardhet, og litologien er generelt er påvirket av et områdes lokale petrografi (Dreimanis et al., 1957;
Opsal & Langeland, 2018). Berggrunnsgeologien varierer i Norge, både av alder og i dannelsesmåte. Studier har vist at egenskaper til morene i ulike deler av landet i større eller mindre grad gjenspeiler den lokale berggrunnsgeologien (Opsal & Langeland, 2018).
Forvitringsmateriale er dannet ved kjemisk eller mekanisk nedbrytning av løsmasser eller av den lokale berggrunnen, som resultat av kontakt med vann og luft (Sidle & Ochiai, 2006).
Forvitringen fører til endring i løsmassenes egenskaper. Fysisk eller mekanisk forvitring kan skje for eksempel ved frostforvitring. Kjemisk forvitring kan skje ved prosesser som innebærer blant annet vann og oksygen eller karbondioksid, som reagerer og oppløser mineraler (Boggs, 2011). Mekanisk forvitring grunnet frostsprengning er spesielt vanlig i høyfjellsområder.
Svakere bergarter kan gi opphav til dannelse av finfraksjoner. Materialet består ofte av flisige kort i sand- og grusfraksjoner. Matriks er ofte finere fraksjoner, som sand, silt og leir (Reite, 1986).
Elveavsetning (fluvial avsetning) er avsetninger fra elver og bekker, som ikke er tilknyttet en bre. Hovedsakelig består avsetningene av materiale som er avsatt etter siste istid. Avsetningene består fortrinnsvis av fraksjoner fra sand til grus, og er vanligvis lagdelte. Avsetningene har gjerne en vifteform der elvene når større daler. Avsetninger kan også gjenkjennes langs elver i flatere terreng, eller som elvesletter (Jørgensen et al., 1997; Jørgensen et al., 2013).
Breelvavsetning (glasifluvial avsetning) er avsatt av elver tilknyttet breer, enten under, langs kanten eller foran breen (Jørgensen et al., 1997). Slike avsetninger finnes derfor der det tidligere har vært breer, og i områder nedstrøms disse. Breelver har hovedsakelig samme karakteristikk som vanlige elver, men avsetningene kan ofte gjenspeile større variasjoner i vannføring, som
13 følge av variasjoner i bresmelting. Materialet er noe sortert, og ofte er avsetningende lagdelte.
Avsetningene vil også være preget av hvor langt de er transportert (Brattli, 2015).
Klassifisering basert på fysiokjemiske egenskaper
Klassifiseringen etter fysiokjemiske egenskaper er basert på kornstrukturen i jordarten, og inndeles i friksjonsjordarter og kohesjonsjordarter (Emdal, 2014; Høeg et al., 2014).
Friksjonsjordarter er sand, grus, stein og blokk (kornstørrelse > 0,006 mm), som hovedsakelig består av større korn med større porerom. Vann kan lett strømme mellom porene. Ved økte spenninger og deformasjoner vil krefter overføres som friksjon direkte mellom kornene.
Friksjonsjordarter kjennetegnes ved at kornene lett faller fra hverandre. De vil ikke kunne stå steilt, men rase ned til sine naturlige friksjonsvinkler, typisk til skråninger med omlag 35-40 graders helning. Friksjonsjordarter vil være permeable, slik at porevann lett kan sirkulere og høye poretrykk raskt kan utlignes (Emdal, 2014).
Kohesjonsjordarter er silt og leire (kornstørrelser < 0,006 mm). Porerommene er små, hvilket medfører mindre permeabilitet og redusert vannsirkulasjon. Elektrostatiske krefter mellom partiklene, i tillegg til vannhinner på mineraloverflatene som gjør at kornene holdes sammen, gir jordartene en indre kohesjon. Dette gjør at det kreves en definert kraft for å bryte jorden i stykker (Emdal, 2014).
2.1.3 Hydrogeologi
Hydrologi er læren om forholdet mellom geologiske materialer og prosesser med vann (Fetter, 2001). Vann som opptrer i grunnen blir fordelt i et geologisk materiale ved at vann strømmer mellom porene. Den hydrauliske konduktiviteten, k, beskriver hvor lett et geologisk materiale tillater væske å strømme fra pore til pore, og avhenger både av væskens og materialets egenskaper. I oppgavens tilfelle er væsken vann fra nedbør. Vann er viskøst, og ved normale temperaturer vil viskositet og densitet være av liten betydning, slik at jordens egenskaper vil dominere den hydrauliske konduktiviteten. Materialets egenskaper som er av betydning for den hydrauliske konduktiviteten er permeabiliteten (kapittel 2.1.1), og figur 2.5 viser den hydrauliske konduktiviteten til forskjellige løsmasser. Det fremgår av figuren at grus og sand har høy hydraulisk konduktivitet, som gjør at væske kan strømme lettere. Fra figuren fremgår det at leire og moreneleire har lavere konduktivitet. Godt sortert materiale gir grunnlag for bedre vanngjennomstrømning enn usortert materiale (Brattli, 2009).
14 Figur 2.5: Hydraulisk konduktivitet, K, for forskjellige løsmasser, presentert av Brattli (2009).
Grunnen kan inndeles i en umettet og en mettet sone (figur 2.6). Den umettede sonen deles gjerne inn i flere soner, med utgangspunkt i hvordan vannet opptrer. Rotsonen utgjør øverste del, hvor vannomsetningen påvirkes av røtter fra vegetasjon. Vann fra nedbør og overflateavrenning vil delvis tas opp av røttene, og delvis perkolere nedover. Under rotsonen finnes den intermediære sonen. Vannet i sonen opptrer som vannhinner bundet til jordpartiklene, og som vann i mikroporer. Porene er delvis fylt med luft. Gravitasjon vil føre til at overskuddsvann, som ikke bindes til jordpartiklene, vil perkolere videre ned mot grunnvannsspeilet. Den intermediære sonen vil gradvis gå over til kapillærsonen, som er sonen mellom grunnvannsoverflaten og nivå for vannets høyeste kapillære stigning i den aktuelle jordarten. Kapillær stigning avhenger av porediameter, hvor kapillær stigning øker med avtagende porediameter. Sand og grus har noen få centimeters stigning, mens den for silt er flere meter. Leire skulle teoretisk sett ha stor kapillær stigning, men har liten permeabilitet. I nedre del av kapillærsonen er nesten alle porer fylt med vann. Under kapillærsonen er grunnvannssonen, hvor alle porer er vannmettet, og som definerer den mettede sonen.
Grunnvannsspeilet representerer den grensen i profilet hvor det hydrostatiske trykket tilsvarer atmosfæretrykket (Brattli, 2009).
15 Figur 2.6: Inndeling av vannsoner i et jordprofil (Brattli, 2009).
Infiltrasjon
Infiltrasjonskapasiteten beskriver maksimal eller potensiell grunnvannstrømning til ned i jordsmonnet til enhver tid (Sidle & Ochiai, 2006). Nedbør som treffer bakken vil delvis infiltreres i jordsmonnet, og delvis renne som overflateavrenning. Forholdet mellom infiltrasjon og overflateavrenning avhenger av jordens infiltrasjonskapasitet, som vil variere med jordens hydrauliske egenskaper og med markfuktigheten. Høy infiltrasjonskapasitet forbindes med liten grad av konsolidering, grovere kornfraksjoner, lav jordfuktighet og porøst topplag.
Infiltrasjonskapasiteten vil være mindre for en våt jordart enn for en tørr, ettersom kapillære krefter avtar med økende fuktighet i jordarten. Etter hvert som jordarten gradvis vannmettes,
16 vil infiltrasjonen bestemmes av jordens hydrauliske konduktivitet, og vil tilslutt gå mot en konstant verdi (Fetter, 2001; Brattli, 2009).
Nedbørsmengden som infiltreres kan beskrives ved en likning utviklet av (Horton, 1933, 1941;
Fetter, 2001; Brattli, 2009).
𝑓𝑝 = 𝑓𝑐 + (𝑓𝑜− 𝑓𝑐)𝑒−𝑘𝑡
fp = infiltrasjonskapasitet (m/s) ved et gitt tidspunkt fc = infiltrasjonskapasitet med likevekt (m/s)
fo = begynnende infiltrasjonskapasitet (m/s)
k = konstant som beskriver hvor raskt infiltrasjonskapasiteten avtar (l/s)
Dersom nedbørintensiteten er lavere enn fc, vil nedbøren som når terrengoverflaten, og som ikke fordampes, infiltreres. All nedbøren vil infiltreres i begynnelsen av nedbørsperioden hvis nedbørsmengden er større enn infiltrasjonskapasiteten ved likevekt fc, men mindre enn begynnende infiltrasjonskapasitet fo. Hvis infiltrasjonskapasiteten etter en viss tid avtar under et bestemt nivå (fp < nedbørintensitet), vil deler av nedbøren renne av som overflateavrenning.
Dersom nedbørintensiteten er større enn begynnende infiltrasjonskapasitet fo, vil deler av nedbøren renne som overflateavrenning allerede fra begynnelsen. Overflateavrenning forekommer sjeldent, og kun når nedbørsmengden overskrider infiltrasjonskapasiteten, eller på tidspunkt hvor deler av jorden er frosset (Fetter, 2001; Brattli, 2009).
Porevannstrykk i løsmasser relatert til skred
Ved infiltrasjon av vann blir løsmassene vannmettet, og porevannstrykket øker. Kornene presses fra hverandre, slik at kornkontakten blir mindre og friksjonen reduseres. I tillegg vil jordens egenvekt øke. Løsmasser som inneholder kohesjonsjordarter har større potensiale for oppbygging av porevannstrykk enn friksjonsjordarter, ettersom disse holder bedre på vann. I friksjonsjordarter kan ofte vannet strømme fritt mellom porene. Økt porevannstrykk fører til reduksjon i effektivspenningene, som igjen reduserer skjærfastheten til løsmassene (Wang &
Sassa, 2003) (se 2.5).
Porevannstrykket består av en stasjonær og en ikke-stasjonær komponent. Den stasjonære bestemmes av grunnvannsforholdene, og den ikke-stasjonære bestemmes av midlertidige overtrykk eller undertrykk, som kan forsvinne med tid som følge av at infiltrasjonen vil variere med nedbør og snøsmelting (Bargel et al., 2011; Høeg et al., 2014).
17 I den umettede sonen over grunnvannsspeilet har porevannet et undertrykk (kapillære krefter) som gir løsmassene økte effektivspenninger. Det kan se ut til at finkornede løsmasser har kohesjon (Høeg et al., 2014). Ved infiltrasjon av vann under kraftig nedbør eller snøsmelting vil jorden vannmettes, og undertrykket og den tilsynelatende kohesjonen forsvinner. Det utvikles et positivt poretrykk, med påfølgende midlertidig økning i grunnvannsspeilet. Økende vannmetning ved fortsettende nedbør vil gjøre at kornene får mindre kontakt, slik at også friksjonen avtar. Dette reduserer den effektive spenningen i jorden, slik at skjærstyrken reduseres. Stabiliteten vil derfor variere som en funksjon av vanninnhold (Sidle & Ochiai, 2006;
Bargel et al., 2011).
2.2 Fluviale prosesser - massetransport og flom
Vannføringen (Q) i en elv bestemmes av dreneringsfeltets størrelse, nedbørmengde og klima.
Økende vannføring gjør at elven må transportere mer vann per tidsenhet, noe som skjer ved at vannet strømmer fortere. Erosjon opptrer mer eller mindre i alle vassdrag, og bestemmes av samspillet mellom vannets strømningskrefter, altså hastighet og viskositet, og grunnens friksjonskrefter, altså kornenes masse, form og pakningsgrad (Jørgensen et al., 1997; Brattli, 2015). Den gjennomsnittlige hastigheten i en elv (vgj), hvor det ikke tas hensyn til lokale forskjeller som friksjon i bunnen, kan beregnes hvis vannføringen (Q) og løpets tverrsnitt (A) er kjent, ved formelen
𝑄 = 𝐴 ∗ 𝑣𝑔𝑗
Det fremgår av formelen at tverrsnittet (A), i tillegg til hastigheten (vgj), vil øke dersom vannføringen (Q) øker. Altså utvides elveløpet ved erosjon (Jørgensen et al., 1997; Brattli, 2015).
Den maksimale partikkelstørrelsen en elv kan transportere langs bunnen er forbundet med hastigheten, og definerer kompetansen til en elv. Større hastigheter gir økende kompetanse.
Elvens kapasitet er gitt av største mengde fast materiale som kan transporteres, og er forbundet med vannføringen. Den største delen av materialtransporten i en elv skjer under kortere flomepisoder (Brattli, 2015). Figur 2.7 viser sammenhengen mellom erosjon, transport og sedimentasjon, forbundet med vannets hastighet.
18 Figur 2.7: Hjulstrøms diagram, presentert av (Brattli, 2015). Diagrammet indikerer sammenhengen mellom erosjon, transport og sedimentasjon, etter kornstørrelse.
Total massetransport i norske elver varierer med størrelsen på nedbørsfeltet, jordarttypen som eroderes og bergartene innen nedbørfeltet. Menneskelig aktivitet og flomepisoder vil også kunne ha betydning dersom dette er aktuelt. I Norge er vassdragene preget av glasiasjonene, det er god tilgang på sidementer i alle kornstørrelser, og elvene frakter med seg mye sedimenter.
Når vannets hastighet avtar og vannføringen blir mindre, vil vannet miste evnen til å frakte partiklene som er i transport, og masser vil sedimenteres. Dette skjer i områder hvor gradienten endres, enten der elven møter slakere terreng, der elven munner ut i havet eller i fjorden, eller lokalt i elvebunnen (Brattli, 2015).
2.2.1 Flom
Flom oppstår som følge av at vannføringen i en elv eller bekk blir større enn normalen, og skjer i forbindelse med kraftig nedbør og/eller intens snøsmelting (NCCS, 2015). Elven eller bekken går over sine naturlige eller kunstige bredder, hvilket fører til økning i erosjon, massetransport og sedimentering, og kan påføre skade på omgivelsene (Kristensen et al., 2015). Økt erosjon kan medføre at elver tar nye løp, og økt erosjon i brattere drensløp kan utvikle flomskred (2.7.1).
Nedbørsfeltets størrelse og karakteristikk, de regionale forholdene samt eventuelle reguleringer og menneskelige inngrep, er av betydning for flomforholdene. Mengden løsmasser som er tilgjengelig for transport vil også variere i ulike vassdrag. Flommer klassifiseres etter størrelse og gjentaksintervall (Brattli, 2015).
19 Styrtflom kan karakteriseres av sin raske forekomst, hvor responstiden er mindre enn 6 timer.
Dette gjør at styrtflom utfordrende å varsle (Collier, 2007). Mindre og bratte nedbørsfelt responderer raskt til kraftig og kortvarig nedbør, og er dermed mer utsatt for styrtflom (Brattli, 2015).
2.3 Skredterminologi og klassifisering av skred
Skred blir av NVE formulert som følgende:
«Et skred er et naturfenomen der tyngdekraften bidrar til at materialer som stein, løsmasser eller snø beveger seg nedover en skråning i terrenget. Bevegelsene kan skje gjennom fall, glidning eller en rask strøm av masse, og selve skredet kan også inneholde vann i ulike mengder. Én enkelt skredhendelse kan ofte vise seg å være en kombinasjon av ulike skredtyper og/eller en kombinasjon av flom og skred» (Øydvin et al., 2011).
Internasjonalt benyttes termen «landslide», som defineres som massebevegelse av jord, stein eller en blanding av disse nedover en skråning i terrenget med gravitasjonskreftene som drivkraft (Highland & Bobrowsky, 2008).
Bruk av klassifiseringssystemer for skred varierer i litteraturen, både internasjonalt og i Norge, og vil av den grunn ofte kunne oppleves som forvirrende. For å enklere kunne sammenligne norske termer og litteratur med internasjonale, er det viktig med en forståelse av de forskjellige beskrivelsene og klassifiseringene. Et mye brukt internasjonalt klassifikasjonssystem er utviklet av Varnes (1978), og baserer seg på materialtype og bevegelseskarakteristikk.
Klassifikasjonssystemet er forsøkt modifisert av Hungr et al. (2014), hvor flere materialtyper er inkludert. Snøskred inngår ikke i det internasjonale fagfeltet, men regnes under fagfeltet
«snøvitenskap». Klassifikasjonssystemet er komplisert og omfattende, og er bedre tilpasset forskningsnivå.
I Norge fokuseres det i større grad på skredets materialsammensetning og type materiale. I tillegg inngår snøskred som en del av fagfeltet. Klassifiseringen i Norge skiller hovedsakelig mellom materialtypene fast fjell, løsmasser og snø. Øydvin et al. (2011) foreslår en enkel klassifisering tilpasset norsk språk og norske naturforhold, med visse forbindelser til den mer omfattende internasjonale klassifiseringen (figur 2.1).
20 Figur 2.1. Skredtyper i Norge, basert på materiale (Øydvin et al., 2011).
Norem og Sandersen (2014) har klassifisert skred utfra innhold av stein og jord samt snø og is, men også utfra innhold av vann. Klassifiseringen er fremstilt i et trekantdiagram (figur 2.2).
Innholdet av vann i et skred har stor betydning for hvordan skredet opptrer, hvor utløsningsmekanismer, bevegelsestyper og utløpsdistanser tas i betraktning, og dette har dannet grunnlag for klassifiseringssystemet (Norem & Sandersen, 2014).
Figur 2.2. Klassifisering av skredtyper utfra innhold av snø og is, stein og jord og vann, presentert av Norem og Sandersen (2014).
Det finnes overganger mellom de forskjellige skredtypene, og et skred kan betegnes forskjellig etter hvor det er i skredløpet. Skredmasser fra et jordskred i bratt terreng kan blokkere et vannløp, og et flomskred kan utvikles dersom massene går til brudd. Belastning fra steinsprang kan føre til brudd i det berørte løsmassedekket under, og dermed utvikle jordskred (Fergus et al., 2011). Hungr et al. (2014) foreslår derfor at skredet klassifiseres etter hva som er fokuset i det enkelte tilfellet.
21
2.4 Løsmasseskred – definisjon, klassifisering og karakteristikk
Løsmasseskred er en betegnelse som omfatter alle typer skred i løsmasser (NVE, 2013; Høeg et al., 2014; Kristensen et al., 2015). Slike skred kan ha store variasjoner i materialsammensetning og vanninnhold, og blir derfor delt inn i underkategoriene jordskred, flomskred, leirskred og kvikkleireskred (NVE, 2013). Denne oppgaven omfatter jordskred og flomskred. Leirskred og kvikkleireskred vil derfor ikke bli videre omtalt.
Det er vanlig å dele et skred inn i tre hoveddeler, som vist på figur 2.8.
Utløsningsområdet omfatter den øverste delen av skredet, der hvor skredet løsner. Erosjon eller utglidning av materiale er prosessene som skjer i denne delen. Utløsningsområdet gir gjerne det viktigste bidrag til skredvolum, og hastigheten vil vanligvis øke (Norem &
Sandersen, 2014).
Skredløpet omfatter den midtre delen av skredet, og er hovedsakelig preget av erosjon og materialtransport. Det er vanligvis i dette området hvor skredet oppnår høyest hastighet. I skredløpet vil det i mange tilfeller bli tilført mer materiale, som øker skredets opprinnelige størrelse. Dersom skredet følger en sving, eller møter et parti med slakere helning, kan masser bli avsatt underveis i skredløpet. Materiale kan også avsettes lateralt som levéer, hvis hastigheten her er lavere (Norem & Sandersen, 2014).
Utløpsområdet omfatter nedre del av skredet. Skredmasser avsettes som følge av at skredet møter på slakere terreng (Norem & Sandersen, 2014).
Figur 2.8: Illustrasjon som viser inndelingen av utløsningsområde, skredløp og utløpsområdet for et løsmasseskred. Modifisert etter Highland (2004).
22 2.4.1 Jordskred
Jordskred defineres av NVE (2013) som
«raske utglidninger og bevegelse av vannmettede løsmasser i bratte skråninger, utenfor definerte vannveger».
Jordskred opptrer i skråninger med tilstedeværelse av løsmasser, og selv relativt tynne lag av løsmasser over berggrunnen er tilstrekkelig for stort skredpotensiale dersom massene glir ut.
Løsmassene er grov- og/eller finkornede, og inneholder gjerne vegetasjon. Skredene utløses vanligvis i skråninger brattere enn ~25 grader (se 2.6.1) (NVE, 2013).
Bevegelsen starter med en plutselig utglidning, eller med et gradvis økende sig (Øydvin et al., 2011). Et jordskred glir som regel langs en glideflate parallelt eller subparallelt med terrengets overflate, og det utglidende laget har vanligvis en tykkelse mellom 0,5 til 2 m (Høeg et al., 2014). Jordskredets bevegelse nedover skråningen vil i stor grad bestemmes av vanninnhold og terrengform, men har hovedsakelig en strømmende karakteristikk (Fergus et al., 2011; Høeg et al., 2014). Skredet fører med seg jord, vegetasjon, løse steiner og lignende nedover skråningen, og avsetter materialet ved foten av skråningen (NVE, 2013).
Jordskred deles av Kristensen et al. (2015) videre inn i kanaliserte og ikke-kanaliserte jordskred.
Det er også vanlig å inkludere utglidning.
Kanaliserte jordskred forekommer typisk i bratt terreng, med landskap preget av tydelige raviner, og med tykkere lag av løsmasser. Skredene løsner i et punkt eller en bruddsone, og skjærer seg ned i de underliggende løsmassene helt ned til berggrunnen, og danner en kanal.
Kanalen kan fungere som utløpsområde for senere skred. Skredmasser kan avsettes i ytterkantene av skredløpet som levéer, hvis hastigheten her er lavere enn sentralt i skredet.
Skredmassene avsettes i en tungeform i området hvor skråningen slakker ut, og flere skred fra samme utløpsområde vil kunne bygge opp en skredvifte (Bargel et al., 2011; Øydvin et al., 2011; NVE, 2013).
Ikke-kanaliserte jordskred løsner også i et punkt eller en bruddsone, og forekommer oftest i tynnere løsmasseavsetninger, og i terreng uten tydelige bekkedaler og ryggformasjoner (Øydvin et al., 2011). Massene beveger seg nedover langs en sone som gradvis blir bredere i takt med at nærliggende masser blir dratt med (Bargel et al., 2011). De groveste skredmassene avsettes som tungeformede rygger nederst i skredet. Skredet har vanligvis en uregelmessig form, men kan i visse tilfeller ha en trekantform (Øydvin et al., 2011). Sistnevnte omtales ofte som
«trekantskred». Skredtypen starter typisk i et punkt, og med gradvis økende bredde nedover i
23 skråningen får skredet den karakteristiske formen. Ikke-kanaliserte jordskred blir av Bargel et al. (2011) omtalt som «langstrakte jordskred».
Utglidning er en langsom bevegelse av løsmasser langs et planart eller kurvet glideplan, og er mindre og grunnere (ca. 0,5 – 1 m) jordskred med liten utstrekning (<30 m) (NVE, 2013).
Skredene utløses typisk i mindre bratt terreng, som skråninger uten vegetasjon og fyllinger.
Begrepet benyttes også for å beskrive generell massebevegelse i en skråning eller første brudd i et jordskred (Walberg & Devoli, 2014). Utglidninger blir i litteraturen også omtalt som
«grunne jordskred», eller «overflateskred» (Bargel et al., 2011; Norem & Sandersen, 2014).
Figur 2.9: Ulike typer jordskred. a løsner i en bruddsone, mens b løsner i et punkt. Figurer fra (NVE, 2013)
2.4.2 Flomskred
Flomskred defineres av NVE (2013) som
«hurtige, flomlignende skred som opptrer langs elve- og bekkeløp, også der det vanligvis ikke er permanent vannføring. Vannmassene kan rive løs og transportere store mengder løsmasser, større steinblokker, trær og annen vegetasjon i og langs løpet».
Flomskred utløses vanligvis i terreng med bratthet mellom 25 og 45 grader, men kan utløses ved helninger ned mot 15 grader ved mye vann. Flomskred har høyt vanninnhold, som gir skredtypen en flytende eller flommende bevegelse. Andelen partikler varierer vanligvis med 40-70% av det totale volumet (Norem & Sandersen, 2012). Det store vanninnholdet fører til at flomskred kan ha lang utløpslengde (>500 m – 1 km), og avhengig av terrengforhold, vanninnholdet og materialinnholdet kan et flomskred oppnå hastigheter rundt 45-50 km/t (NVE, 2013). Mobiliteten gjør at flomskred kan påføre store ødeleggelser på infrastruktur eller bebyggelse, dersom disse ligger i utløpsområdet.
