ThesisPDF Available

Veikimorener i Norrbotten, Nord-Sverige – dødislandskap og morenebelter fra siste istid. Geomorfologisk tilnærming og GPR-profilanalyse av veikimorener innen den nordligste buen av veikimorenebeltet – Lainiobuen

Authors:

Abstract

Skandinavias glasiasjonshistorie er enda ikke kontinuerlig sammensatt for weichselistiden. I forhold til det fennoskandiske isskjoldet har nye studier avdekket alternative geokronologiske tolkninger for tidlig og midt weichsel i Nord-Sverige. Veikimorenelandskapet ble dannet over en stadial-interstadial syklus korrelert til tidlig weichsel av Lagerbäck (1988). Dette motstrides av moderne vitenskapelige dateringsmetoder som indikerer midt weichsel alder. I utvidet skala utgjør veikimorener to parallelle sett med morenebelter i terrenget hvor den nordligste tungen eller buen av det østlige morenebeltet er navngitt Lainiobuen. Veikimorener tilhørende Lainiobuen ble i denne oppgaven sett på fra et nytt lys ved geomorfologisk tilnærming støttet med feltarbeid og GPR-profilanalyser. Hovedmålet var å bevise eller motbevise teorien fra Lagerbäck (1988) om supraglasial dannelse. Teoretisk forarbeid basert på glasiasjonshistorie, tidligere studier og dannelsesprosesser ble gjennomført for å få oversikt over mulige relasjoner til veikimorener. Feltobservasjoner fra oktober 2019 styrker kartleggingen gjort i ArcGIS Pro og GPR-profilanalyser. Datasett fra Lantmäteriet og SGU ble implementert i kartleggingen, og GPR-profiler originalt fra et feltarbeid utført i 2012 ble tildelt av Helena Alexanderson. Flere generasjoner av inaktive elveleier i kartbildet formidlet et landskap påvirket av glasifluvial drenering. Begge hovedelementene relatert til veikimorener, platåer og kantrygger, er stedvis påvirket av glasifluvial erosjon. Kantryggbrudd forekommer regelmessig og ble assosiert med inaktive elveleier. Forekomst av ekstra kantryggsett er relatert til en to stegs nedsmeltningsprosess, men i noen tilfeller er det antydet fluviale tilknytninger. Platåkomplekser ble definert som sammensatte ellipsoideformer med areal større enn 0,34 km2, og dannet i sammenheng med fusjonering og utvidelse av isvegginnsjøer langs supraglasiale ismarginale sprekkesystemer. Platåer ble antatt å ikke ha en generell orienteringstrend. Glasilakustrin kollaps ble påvist ved Raakejärvet-veikimorenen og relatert til østlig isoverflategradient. GPR-profilet av Heinävumanjärvi-veikimorenen antydet en intern oppbygging av veikimorener lik forslaget til Lagerbäck (1988). Sammenfallende orienteringstrend av Lainiobuen og tidlig weichsel landformer ble tolket som et resultat av gjentakende isstrømning langs Torneälv-dalen, og fastslår dermed ikke tidlig weichsel alder av veikimorener som antatt av Lagerbäck (1988). Fra et geomorfologisk perspektiv ble Lagerbäck (1988) sin supraglasiale teori om isvegginnsjøer dannet i et dødislandskap forårsaket av en passiv ismargin støttet, men ikke antakelsen om tidlig weichsel alder.
Fakultet for naturvitenskap og teknologi
Institutt for geovitenskap
Veikimorener i Norrbotten, Nord-Sverige dødislandskap og morenebelter fra
siste istid
Geomorfologisk tilnærming og GPR-profilanalyse av veikimorener innen den nordligste
buen av veikimorenebeltet Lainiobuen
Amanda Katrine Karlsen
GEO-3900 Masteroppgave i Geologi, desember 2020
I
Abstrakt
Skandinavias glasiasjonshistorie er enda ikke kontinuerlig sammensatt for weichselistiden. I
forhold til det fennoskandiske isskjoldet har nye studier avdekket alternative geokronologiske
tolkninger for tidlig og midt weichsel i Nord-Sverige. Veikimorenelandskapet ble dannet over
en stadial-interstadial syklus korrelert til tidlig weichsel av Lagerbäck (1988). Dette
motstrides av moderne vitenskapelige dateringsmetoder som indikerer midt weichsel alder.
I utvidet skala utgjør veikimorener to parallelle sett med morenebelter i terrenget hvor den
nordligste tungen eller buen av det østlige morenebeltet er navngitt Lainiobuen. Veikimorener
tilhørende Lainiobuen ble i denne oppgaven sett på fra et nytt lys ved geomorfologisk
tilnærming støttet med feltarbeid og GPR-profilanalyser. Hovedmålet var å bevise eller
motbevise teorien fra Lagerbäck (1988) om supraglasial dannelse.
Teoretisk forarbeid basert på glasiasjonshistorie, tidligere studier og dannelsesprosesser ble
gjennomført for å oversikt over mulige relasjoner til veikimorener. Feltobservasjoner fra
oktober 2019 styrker kartleggingen gjort i ArcGIS Pro og GPR-profilanalyser. Datasett fra
Lantmäteriet og SGU ble implementert i kartleggingen, og GPR-profiler originalt fra et
feltarbeid utført i 2012 ble tildelt av Helena Alexanderson.
Flere generasjoner av inaktive elveleier i kartbildet formidlet et landskap påvirket av
glasifluvial drenering. Begge hovedelementene relatert til veikimorener, platåer og
kantrygger, er stedvis påvirket av glasifluvial erosjon. Kantryggbrudd forekommer
regelmessig og ble assosiert med inaktive elveleier. Forekomst av ekstra kantryggsett er
relatert til en to stegs nedsmeltningsprosess, men i noen tilfeller er det antydet fluviale
tilknytninger. Platåkomplekser ble definert som sammensatte ellipsoideformer med areal
større enn 0,34 km2, og dannet i sammenheng med fusjonering og utvidelse av isvegginnsjøer
langs supraglasiale ismarginale sprekkesystemer. Platåer ble antatt å ikke ha en generell
orienteringstrend. Glasilakustrin kollaps ble påvist ved Raakejärvet-veikimorenen og relatert
til østlig isoverflategradient. GPR-profilet av Heinävumanjärvi-veikimorenen antydet en
intern oppbygging av veikimorener lik forslaget til Lagerbäck (1988). Sammenfallende
orienteringstrend av Lainiobuen og tidlig weichsel landformer ble tolket som et resultat av
gjentakende isstrømning langs Torneälv-dalen, og fastslår dermed ikke tidlig weichsel alder
av veikimorener som antatt av Lagerbäck (1988). Fra et geomorfologisk perspektiv ble
Lagerbäck (1988) sin supraglasiale teori om isvegginnsjøer dannet i et dødislandskap
forårsaket av en passiv ismargin støttet, men ikke antakelsen om tidlig weichsel alder.
II
III
Forord
Denne masteroppgaven var et samarbeid mellom UiT Norges arktiske universitet og LU -
Lunds universitet. Oppgaven er en del av et større prosjekt kalt Improving the Weichselian
chronology of Northern Sweden som er økonomisk støttet av SGU - Sveriges geologiska
undersökning og ledet av Helena Alexanderson. APA 6 er brukt som referansestil, og forsiden
er laget av Amanda Karlsen hvor bakgrunnskartet (høydemodell) er fra Lantmäteriet.
Jeg er takknemlig til hovedveileder Helena Alexanderson (UiT, LU) og biveileder Anders
Schomacker (UiT) for all støtte, veiledning og forståelse underveis.
Spesielt vil jeg takke May-Lill for rådgivning og alle meningsfulle samtaler gjennom hele
studieforløpet. Jeg føler meg heldig og innser at jeg ikke hadde kommet meg dit jeg er i dag
uten. Mimmi Lindqvist har vært en stor støttespiller underveis, og jeg takker spesielt for den
givende og koselige feltturen vi hadde sammen. En stor takk til Ramona Arnøy for at vi fikk
låne Fomle gjennom hele feltperioden.
Videre vil jeg takke Astrid Karlsen, Silje Andreassen og Kjersti Robertsen. De to sistnevnte
har vært utrolig hjelpsom og støttende, spesielt i forhold til de siste delene av masterarbeidet.
Jeg vil også takke Institutt for geovitenskap ved UiT for gaven jeg fikk da jeg startet
bachelorstudiet i geologi. Den norske geologiske ordboken har kommet godt med.
Hjertelig takk til alle nære og fjerne som har uttrykt at de bryr seg, og til alle som har sagt at
de hadde troen på at jeg skulle klare det. Takk til alle som har støttet meg i hverdagen, spesielt
Emma Nordström for dine kokketalenter og emosjonell støtte. Takk til mine medboere for
alle gåturer å pausepåminnelser.
Takk til min far for inspirasjon til å ta høyere utdanning slik at jeg skulle kunne få flere
muligheter enn han selv fikk. Det er mye takket være mine foreldre at jeg bestemte meg for å
ta en mastergrad allerede da jeg gikk på grunnskolen, og at jeg har funnet viljen til å fullføre
uansett hvilke utfordringer jeg måtte møte.
Til sist vil jeg takke alle som har vært en del av min reise. Hjertelig takk til alle som ble
værende i mitt liv, og takk til dere som ikke lengre er en del av det.
Amanda Katrine Karlsen Tromsø, desember 2020
IV
V
Innholdsfortegnelse
1 Introduksjon ....................................................................................................................... 1
1.1 Mål ............................................................................................................................... 2
1.1.1 Geomorfologi og kartlegging ............................................................................... 3
1.1.2 GPR-profiler ......................................................................................................... 3
1.2 Oppbygging og videre lesing ....................................................................................... 3
2 Lokalitetsrelevant bakgrunnskunnskap .............................................................................. 4
2.1 Glasiasjonshistorie ....................................................................................................... 4
2.1.1 Istider & klimasvingninger................................................................................... 4
2.1.2 Istid - hovedårsaker og sykluser ........................................................................... 5
2.1.3 Weichselglasial den siste istid i Nord-Europa ................................................... 7
2.2 Veikimorener tidligere og nyere tolkninger ........................................................... 17
2.2.1 Subglasial dannelse av veikimorener ................................................................. 18
2.2.2 Supraglasial dannelse - isvegginnsjøsletter ........................................................ 20
2.2.3 Morenebelter og tidligere israndsposisjoner ...................................................... 23
2.3 Dannelsesprosesser og landformer ............................................................................ 30
2.3.1 Ismarginale prosesser ......................................................................................... 30
2.3.2 Subglasialt haugmoreneterreng .......................................................................... 31
2.3.3 Supraglasialt haugmoreneterreng ....................................................................... 33
2.3.4 Supraglasiale Landformer - Topografisk inversjon ........................................... 37
3 Lainiobuen lokalitetsbeskrivelser .................................................................................. 48
3.1 Svekkokarelsk berggrunn .......................................................................................... 48
3.2 Kvartære jordarter ...................................................................................................... 51
3.3 Moderne landskap preget av siste istid ...................................................................... 51
3.4 Topografi og morfologi ............................................................................................. 53
4 Metoder - ArcGIS, GPR-profiler og feltarbeid ................................................................ 54
4.1 Feltarbeid ................................................................................................................... 54
VI
4.2 Kartlegging i ArcGIS Pro .......................................................................................... 55
4.2.1 Geografiske informasjonssystemer (GIS) .......................................................... 55
4.2.2 Datasett fra Lantmäteriet .................................................................................... 55
4.2.3 Geomorfologisk kartlegging .............................................................................. 56
4.2.4 ArcGIS Pro ......................................................................................................... 58
4.3 GPR-Profiler .............................................................................................................. 61
5 Resultater .......................................................................................................................... 65
5.1 Feltlokaliteter ............................................................................................................. 65
5.1.1 Heinävumanjärvi-veikimorenen ......................................................................... 65
5.1.2 Haukijärvet-veikimorenen .................................................................................. 73
5.1.3 Raakejärvet-veikimorenen ................................................................................. 74
5.1.4 Kortejärvi-veikimorenen .................................................................................... 77
5.1.5 Sotkajärvi-veikimorenen .................................................................................... 83
5.1.6 Saarijärvi-platåkomplekset ................................................................................. 86
5.1.7 Tornefors-randmoreneryggen ............................................................................. 91
5.2 Geomorfologisk kartlegging ...................................................................................... 97
5.2.1 Lainiobuen dimensjon og orientering ............................................................. 97
5.2.2 Høylandsområdet ............................................................................................. 102
5.2.3 Kangos-området ............................................................................................... 106
5.2.4 Junosuando-området ......................................................................................... 109
5.2.5 Lainiobuen relasjoner .................................................................................... 113
5.3 GPR-profiler ............................................................................................................ 118
5.3.1 Linje 00 Kortejärvi ........................................................................................... 119
5.3.2 Linje 08 Raakejärvet ........................................................................................ 121
5.3.3 Linje 13 Rauvospakka ...................................................................................... 122
5.3.4 Linje 22 Heinävumanjärvi ................................................................................ 125
5.3.5 Linje 24 Niskajärvet ......................................................................................... 125
VII
5.3.6 Linje 30 Palovaara ............................................................................................ 128
5.3.7 Dimensjoner ..................................................................................................... 130
5.3.8 Oppsummering ................................................................................................. 131
6 Diskusjon ........................................................................................................................ 132
6.1 Metoder, datasett og utstyr ...................................................................................... 132
6.1.1 Feltarbeid .......................................................................................................... 132
6.1.2 Geomorfologisk kartlegging ............................................................................ 132
6.1.3 GPR-profiler ..................................................................................................... 133
6.2 Tolkninger ............................................................................................................... 135
6.2.1 Kortejärvi, Sotkajärvi og Saarijärvi fluvial erosjon ...................................... 135
6.2.2 Raakejärvet glasilakustrin kollaps ................................................................. 137
6.2.3 Heinävumanjärvi, Rauvospakka og Saarijärvi ................................................. 138
6.2.4 Palovaara lavt relieff og tynne avsetninger ................................................... 140
6.2.5 Tornefors og Niskajärvet .................................................................................. 140
6.2.6 Lainiobuen ........................................................................................................ 142
6.3 Hypoteser ................................................................................................................. 147
6.3.1 Supraglasial dannelse ....................................................................................... 147
6.3.2 Alder midt weichsel ...................................................................................... 147
6.4 Videre arbeid ........................................................................................................... 149
6.5 Moderne analogier ................................................................................................... 150
7 Konklusjon ..................................................................................................................... 152
Referanser: ............................................................................................................................. 154
VIII
1
1 Introduksjon
Skandinavias glasiasjonshistorie er enda ikke helt kontinuerlig rekonstruert (Kleman,
Stroeven & Lundqvist, 2008), og spesielt fra tidlig og midt weichsel er det manglende
kunnskap sammenlignet med sen weichsel (Mangerud, 2011). Usikkerheten i
glasiasjonshistorien blir større jo lengre tilbake man går i kvartærperioden. Derfor er det
mange prosjekter som stadig jobber for å rekonstruere tidligere miljø- og klimaforandringer.
Glasiasjonshistorien til det fennoskandiske isskjoldet er viktig i forhold til rekonstruksjon av
det skandinaviske paleoklimaet. Improving the Weichselian chronology of northern Sweden
(Alexandersson et al., 2019) og denne masteroppgaven er en del av et slikt prosjekt kalt
Glacial history of northern Sweden ledet av Helena Alexanderson (Alexanderson, 2018).
Glasiologi, kvartærgeologi, sedimentologi, geomorfologi og meteorologi forklarer hver sin
del av et komplekst puslespill. Geologiske studier henger tett sammen med globale, regionale
og lokale klimaforandringer (Knight & Boulton, 2009). Et kjent ordtak på geologistudiet ved
UiT sier: «The present is the key to the past, and the past is the key to the future». Med andre
ord kan geologiske studier gi informasjon om klimaet og dets dynamiske utvikling gjennom
tidene (Knight & Boulton, 2009).
Området i fokus er et areal rundt Lainiobuen, lokalisert i Norrbotten län, et fylke i Nord-
Sverige langs grensen til Finland. Området er dominert av formasjoner relatert til siste istid
som har blitt studert og tolket ulikt av geologer i over 100 år. Den eldste kjente kilden relatert
til landformasjonene i området er Fredholm (1886), som tolket hele Lainiobuen som en og
samme randmorene. I ettertid har blant annet Tanner (1915), Högbom (1931), G. Lundqvist
(1943), Geijer (1948), Hoppe (1952), Lagerbäck (1988) og C. Hättestrand (1998) utført
studier relatert til området. Hoppe (1952) sine omfattende studier av landformene i Veiki-
distriktet (nord for Malmberget og Gällivare) førte til betegnelsen veikimorener, samt en
konklusjon av subglasial dannelse. Teorien ble senere avvist og erstattet av Lagerbäck (1988)
sin ledende supraglasiale teori om ice-walled-lakes (betegnes isvegginnsjøer videre i teksten).
Aldersdateringer, dannelsesprosesser og geomorfologi av veikimorener inngår i
glasiasjonshistorien og klimasvingningene som foregikk i Nord-Europa under siste istid, også
kalt weichselglasialen (Nesje, 2012b; Vorren & Mangerud, 2013). Spesielt alder er av
betydning da det vil kunne gi informasjon om et relativt kontinuerlig tidsforløp fra den eldre
delen av weichsel hvor studieområder er relativt sjeldne. Norges fastland f.eks. har minimalt
2
med glasiale avsetninger som er eldre enn sen weichsel med unntak av avsetninger funnet i
karst caves (Olsen, Sveian, Bergstrøm, Ottesen & Rise, 2013). I Sverige er det observert flere
sett av glasiale spor og avsetninger fra weichselistiden (C. Hättestrand, 1998). Slike
avsetninger kan fortelle deler av glasiasjonshistorien relatert til oppbygging og
tilbaketrekking, utbredelse, dynamikk, prosesser, og relativ alder av tidligere isdekker. I dette
tilfellet er det snakk om forrige glasial-interglasiale syklus (sen pleistocen), MIS 5 2
(Helmens, 2013).
Veikimorener er landformer tilhørende eldre avsetninger som befinner seg i fastlands-Sverige.
C. Hättestrand (1998) og Lagerbäck (1988) ga indikasjoner for tidlig weichsel alder av
veikimorener mens nyere forskning med moderne vitenskapelige dateringsmetoder viser til en
midt weichsel alder (M. Hättestrand, 2008; Lindqvist, 2020; Sigfúsdóttir, 2013). Ifølge
Lagerbäck (1988) sin sedimentologiske rekonstruksjon av en veikimorene innenfor
Lainiobuen kan platåene inneholde paleoklimatiske arkiver i form av interne
innsjøsedimenter. Dermed har det vært fokus på å lokalisere slike daterbare avsetninger i
studier med sedimentologiske metoder (f.eks. Lindqvist, 2020; Sigfúsdóttir, 2013).
Geomorfologiske studier er minst like relevant for rekonstruksjon av paleomiljø- og
formasjonsprosesser som sedimentologiske studier, og er manglende når det kommer til
veikimorener. Et morfologisk perspektiv er viktig for identifikasjon av morfologiske
elementer og forholdene dem imellom, orienteringsmønstre i landskapet, evt. romlige forhold
av selve landformene, og for en romlig tilknytning mellom områdespesifikke undersøkelser
(Alexandersson et al., 2019; M. Hättestrand, 2008; Lindqvist, 2020).
1.1 Mål
Til dags dato er området og veikimorener enda et omdiskutert tema, og moderne
geomorfologiske studier har ikke blitt publisert enda. Denne oppgaven har dermed som mål å
sette tidligere studier og tolkninger i nytt lys ved bruk av geomorfologiske undersøkelser
støttet med ground thruthing (direkte observasjoner) i felt og GPR-profilanalyser.
Til tross for et bredt tema er hovedmålet å finne motbevis eller støtte for dagens ledende teori
av Lagerbäck (1988). Er beltet av veikimorener virkelig en tidligere ismarginal sone og
representativ for sletter med isvegginnsjøer (ice-walled-lake plains), som Lagerbäck (1988)
foreslår?
Det blir også tatt utgangspunkt i noen undermål, som dette studiet prøver å besvare eller gi
indikasjoner om underveis. Disse er beskrevet under.
3
1.1.1 Geomorfologi og kartlegging
Kan en mer detaljert geomorfologi avsløres, og gi eventuelle bevis på hvordan veikimorener
er formet, ved bruk av en nyere digital høydemodell (DEM) i kombinasjon med et nyere
geografisk informasjonssystem (GIS) program?
Hvilke geomorfologiske elementer er essensielle for veikimorener? Er de konsekvente i
utbredelse og form? Er det noen geomorfologiske variasjoner av landformelementene? Hvilke
kan identifiseres i felt?
Kan geomorfologisk kartlegging gi informasjon eller indikasjoner om dynamikk eller relativ
alder til det fennoskandiske isskjoldet under weichselglasialen?
Finnes det en sammenheng mellom morfologi, overkjøring av isdekker, eller orientering av
landformer?
Er det noen tilknytning eller relasjon mellom veikimorener og andre landformer utenfor
og/eller internt i veikimoreneområdet sammenlignet med landformsettene kartlagt av C.
Hättestrand (1998)? Er det subglasiale (drumlins), glasifluviale (eskere, breelver,
smeltevannsløp), glasilakustrine, eller fluviale landformer?
Finnes det noen forhold mellom geomorfologi i landskapet og Lindqvist (2020) sine
oppdagelser om fluvial påvirkning av veikimorene-landskapet?
1.1.2 GPR-profiler
Hvordan er den interne oppbyggingen av veikimorener? Hvordan sammenlignes den interne
oppbyggingen i forhold til tidligere sedimentologiske undersøkelser (Lagerbäck, 1988;
Lindqvist, 2020; Sigfúsdóttir, 2013) og feltobservasjoner?
1.2 Oppbygging og videre lesing
For best mulig kvalitet av studiet er det viktig med bakgrunnskunnskap og forståelse for
glasiasjonshistorie, tidligere tolkninger, og sedimentologiske prosesser relatert til
veikimorener og lokaliteten i sin helhet. Dette vil være tema for neste kapittel; teoretisk
bakgrunn. Geologisk setting vil følge like etter, hvor selve studieområdet blir introdusert fra
et geologisk perspektiv. Metoder og resultat vil deles inn i tre hoveddeler basert på
arbeidsmetoder; feltarbeid, geomorfologisk kartlegging og GPR-profilanalyser. Diskusjonen
vil følge samme oppbygging, men vil avsluttes med diskusjoner rundt Lagerbäck (1988) sin
hypotese og eventuelle relevante oppdagelser.
4
2 Lokalitetsrelevant bakgrunnskunnskap
Kapitlet deles inn i tre deler: glasiasjonshistorie, tidligere tolkninger av veikimorener,
Lainiobuen og lignende landformer, og til slutt formasjonsprosesser som kan være
morfologisk relatert til veikimorener.
2.1 Glasiasjonshistorie
Før vi går inn på områdespesifikk glasiasjonshistorie blir sammenhengen mellom istider og
klimasvingninger gjennomgått først. Hva forårsaker istider? Hvordan fungerer
klimasvingninger?
2.1.1 Istider & klimasvingninger
” In nature there are neither rewards nor punishments – there are consequences.”
~ Robert G. Ingersoll, 1833-1899 (sitert i Burroughs, 2007, s. 270).
Kvartær er en geologisk tidsperiode som startet for ca. 2.6 millioner år siden, men er også den
perioden med de største miljø- og klimaforandringene (Bradley, 2015; Cohen & Gibbard,
2020). Helt siden de første signifikante isdekkene vokste fram på Antarktis for ca. 34
millioner år siden, har variasjonen av δ18O (en indikator eller proxy på temperatur og mengde
vannmasse brukt til isdannelse) indikert store globale isvolumforandringer. Altså en istid-
mellomistid dynamikk styrt av klimasvingninger gjennom hele kvartærperioden (Bradley,
2015).
Ved sammenligning til kvartærperioden er klimasvingninger i dag enda mer komplisert på
grunn av antropogene faktorer. Styrken av menneskelige påvirkninger har nå nådd det punktet
hvor de kan sammenlignes på lik linje med de naturlige geologiske kreftene som i fortiden har
formet jorda og dens historie. Dette er et av argumentene for at vi nå har gått inn i en ny og
usikker epoke, den menneskepåvirkede epoken, The Antropocene (Bradley, 2015), men dette
er enda ikke en formelt akseptert tidsepoke (Cohen, Harper & Gibbard, 2020).
Grundig forskning på tilbakeblikk i jordas historie ved hjelp av geologiske metoder kan gi
mennesket en sjanse til å forstå den potensielle faren av fremtidige globale forandringer, samt
forståelse for den menneskelige delen av påvirkningen. På grunnlag av tilegnet kunnskap
skapes mulighetene for iverksettelse av miljøfokuserte handlinger før dagens samfunn når the
point of no return. Paleoklimatiske data som brukes til rekonstruksjon av fortiden gir en
5
grunnmur for hypotesetesting og dermed den nødvendige forståelsen av klimaforandringer
(Bradley, 2015). Men paleoklimatisk rekonstruksjon blir vanskeligere jo lengre bak i fortiden
man går på grunn av utfordringer relatert til datering og bevaring av avsetninger, som til slutt
resulterer i komplikasjoner ved tolkning (Bradley, 2015). Til tross for dette kan mennesket
ved hjelp av geologiske arkiver oppnå forståelse av fortidens klima for å kunne forsøke å
forutsi hvordan klima og miljø vil forandre seg i fremtiden (Bradley, 2015).
Oppbygging og nedbrytning av isdekker er et eksempel på en klimatisk forandring over et
langt tidsperspektiv (Bradley, 2015). Det er viktig å kunne forstå de klimatiske- og geologiske
faktorene som skaper og driver slike forandringer. Temperaturendringer forårsakes i stor grad
av forandringer i jordas bane rundt sola (Milanković, 1941/1998). F.eks. vil lavere temperatur
pga. eksentrisitet være en drivkraft for isbredannelse med konsekvenser som havnivåendring,
isostasi, økt albedoeffekt og endringer av den globale termohaline sirkulasjonen (globale
havstrømmer). Når en temperaturforandring utløses vil det forårsake en kjedereaksjon med
konsekvenser som vil forsterke og påvirke flere mekanismer innen klimasystemet (Jørgensen,
Sørensen & Haldorsen, 1997a). Denne effekten kalles for positive feedback mechanisms. Ved
fortsettelse av eksemplet overfor vil utvidelse og dannelse av isdekker øke albedoeffekten
som reflekterer mer energi fra universet, som igjen forsterker en nedgang i temperatur.
Kombinasjoner av flere simultane klimatiske endringer har trolig vært hovedårsaken til de
største og raske klimasvingningene under kvartærperioden (Jørgensen et al., 1997a). Intensiv
vulkansk aktivitet og redusert solenergi pga. orbitalparametere er et eksempel på en
kombinasjon som vil gi en negativ utvikling av klima på unormalt kort tid (Jørgensen et al.,
1997a).
Det er altså nødvendig med en global, regional og lokal kunnskap om hvordan og hvorfor
klima oppførte seg som det gjorde ved det tidspunktet de geologiske avsetningene ble avsatt.
Dette for å kunne forstå det geologiske arkivet fra Jordas fortid (Burroughs, 2007).
2.1.2 Istid - hovedårsaker og sykluser
Skandinavia har ved mange tilfeller vært helt eller delvis glasiert i løpet av kvartærperioden
(Nesje, 2012a). Istider og isdekket landskap har vært fremtredende i relativt faste klimatiske
sykluser forårsaket av astronomiske variasjoner kalt orbitalparametere (Milanković,
1941/1998). Dette er grunnen til at rekonstruksjoner av globalt paleoklima fra
kvartærperioden forekommer i et «sag-tann»-mønster (Cohen & Gibbard, 2020).
6
Teorien bak orbitalparametere ble
utarbeidet av den jugoslaviske
astronomen Milanković
(1941/1998), derav navnet
Milankovitch-teorien. Teorien er i
dag generelt akseptert og går ut på
at det er tre astronomiske
variasjoner som skaper tre
periodiske orbitalparametere; I)
jordbanens form, II) jordaksens
helning, og III) presesjon
(variasjoner i jordaksens rotasjon)
(Milanković, 1941/1998).
Disse blir forsterket av indre
mekanismer i klimasystemet på
jorda, hvor konsekvensene er
vekslinger mellom relativt kaldt og
varmt klima i faste sykluser med
periodisitet på omtrentlig I)
100 000 og 400 000 år, II) 41 000
år, og III) 22 000 år (Milanković,
1941/1998; Nesje, 2012b). Dette
er grunnlaget for periodiske
inndelinger av klimasvingninger
basert på temperatur kjent som istider og mellomistider, hvor istider deles inn i stadialer
(kaldere klima) og interstadialer (varmere klima) (Jørgensen et al., 1997a). I løpet av
pleistocen har orbitalparameterne vært en kontrollerende faktor for varighet og overgangene
imellom istider, mellomistider, stadialer og interstadialer (Jørgensen et al., 1997a; Nesje,
2012b). Istider varer i ca. 100 000 år, mellomistider i ca. 10 000 20 000 år (E. Larsen,
2002) mens stadialer og interstadialer virker å være mindre regelbundet (Cohen & Gibbard,
2020).
For ca. 130 000 år siden endte en glasial syklus kalt saale, hvor eeminterglasial startet (Cohen
& Gibbard, 2020). Eem ble etterfulgt av den siste istid, også kalt weichsel i Nord-Europa, og
Figur 1: Geokronologi av weichselglasialen basert på et normalisert
marint oksygen-isotoparkiv (
Martinson et al., 1987) korrelert med
kronostratigrafi fra Nordvest-Europa (
Mangerud, 1991
). Redigert fra
M. Hättestrand (2008: fig. 1)
utarbeidet med tillegg fra Mangerud
(2011)
og Vorren og Mangerud (2013, s. 522).
7
varte helt til ca. 11 700 år før nåtid da dagens mellomistid holocen startet (Cohen et al., 2020).
Lainiobuen og veikimorenelandskapet utgjør en del av weichsel glasiasjonshistorien. Dermed
vil neste underkapittel omhandle den siste istid i Nord-Europa.
2.1.3 Weichselglasial den siste istid i Nord-Europa
Periodisk inndeling av weichsel
baseres både på marine og
terrestriske stratigrafiske
proxyarkiver fra områder i
Fennoskandia og Europa (Nesje,
2012b). På grunn av
forsinkelseseffekten (delay effect)
av klimaforandringer og
utfordringer med datering, er det
ved flere tilfeller uenigheter om
korreleringer mellom alder og
utbredelse av isdekker gjennom
stadialer og interstadialer (Helmens,
2013; Mangerud, 2011).
Marine isotoptrinn (MIS) er en
stratigrafisk oppdeling av
klimasvingninger basert på δ18O-
proxydata fra mikroorganismer i
marine kjerneprøver (Nesje, 2012b).
MIS befinner seg i Stillehavet og
korreleres ofte med lokale eller
regionale stadialer og interstadialer
basert på andre proxy-arkiver og
lokaliteter (Nesje, 2012b). MIS
korreleres normalt med stadialer og
interstadialer fra Nord-Europa (Danmark, Tyskland og Nederland) hvor tidsskalaen begynner
med MIS 1 korrelert med dagens mellomistid holocen (Figur 1). Korreleringer med lokale
skandinaviske lokaliteter er også vanlig (Figur 2).
Figur 2: Tid-distanse diagram som representerer
weichselglasiasjonen ved sør-vest siden av det skandinaviske
isskjoldet. Navnene representerer geologiske lokaliteter hvor
viktige avsetninger har blitt korrelert med en eller flere MIS-stadier.
Redigert fra
Mangerud (2011) med tillegg av lokalitetsnavn fra M.
Hättestrand (2008)
og Vorren og Mangerud (2013, s. 522).
8
Weichsel starter med MIS 5d (herning) og varer helt frem til MIS 1 (holocen) begynner
(Mangerud, 2011). Den ca. 100 000 år lange istiden hadde sitt maksimum under MIS 2 for
omtrent 18 000 22 000 år siden (J. Lundqvist, 2011), også kalt The Last Glacial Maximum
(LGM) (Figur 1). Slutten av istiden markeres av en hurtig klimatisk oppvarming og førte til
nedsmelting av isdekket.
Figur 3: Utvikling av det fennoskandiske isskjoldet under weichselistiden av Mangerud (2011). Utviklet fra
Mangerud (2004) og Vorren og Mangerud (2008) som referert i
Mangerud (2011), basert på originalen av J.
Lundqvist (1992)
.
9
Hyppige klimasvingninger ble påvist i iskjernestudier og marinekjerneprøver under
weichselistiden (Nesje, 2012b). Klimasvingninger karakterisert ved en markant oppvarming
samt store mengder smeltevann ble påvist i iskjerner og kalt for Dansgaard-Oeschger events
(Dansgaard et al., 1993). Kalde klimasvingninger ble påvist i marine kjerneprøver som
droppsteinavsetninger (ice rafted debris - IRD) og fikk termen Heinrich events (Heinrich,
1988). Heinrich- og Dansgaard-Oeschger-hendelser antyder periodiske klimasvingninger og
et dynamisk isdekke under weichsel (Helmens, 2013; J. Lundqvist, 2011).
Under siste istid dekket innlandsisen store deler av Nord-Europa. Deriblant Norge, Sverige,
Danmark, Nord-Tyskland, Polen og Russland (Figur 3). Isskillet til det fennoskandiske
isdekket var hovedsakelig orientert i en sørvest til nordøstlig retning fra Sør-Norge til Nord-
Sverige (Nesje, 2012a). Utenfor isen ble det avsatt store sandurer eller breelvsletter.
Ismarginer eller isgrenser er i det moderne terrenget markert som endemorener,
terminalmorener eller randmorener, mens områder tidligere dekt av is er i stor grad
karakterisert av forskjellige typer morenelandskap og landformer som f.eks. haugmorener,
grytehull (dødisgrop, kettle hole), kamer (breelvdannet kam), drumliner, eskere, haug med
hale (crag-and-tail), og glasiale lineasjoner (Nesje, 2012a).
I Norge har forholdene for bevaring av terrestriske avsetninger eldre enn sen weichsel vært
relativt fraværende da majoriteten ble erodert bort under LGM (Mangerud, 2011). I Sverige
derimot finnes det flere ekstensive områder med godt bevarte avsetninger fra tidlig og midt
weichsel på land (C. Hättestrand, 1998; J. Lundqvist, 2004), mens Norge er rik på avsetninger
fra weichsel senglasial (Fredin et al., 2013; Mangerud, 2011; Olsen et al., 2013). Ved
korrelering av lokaliteter og proxy-arkiver på tvers av landegrensene i Skandinavia kan altså
et relativt kontinuerlig og detaljert bilde av glasiasjonshistorien dannes. Videre gjennomgås
weichsel i nærmere detalj relatert til nordiske land.
2.1.3.1 Tidlig weichsel (MIS 5d - MIS 5a)
Langs kyststrøkene rundt Skandinavia sank havnivået med flere titalls meter (Jørgensen,
Sørensen & Haldorsen, 1997b). Dette regnes som en markering på slutten på mellomistiden
eem og starten på istiden weichsel, hvor store vannmengder gradvis ble fanget opp i form av
isbreer som vokste fram i arktiske områder (Jørgensen et al., 1997b).
Isdekker som vokste fram under stadialene herning (MIS 5d) og rederstall (MIS 5b) smeltet
trolig helt bort under påfølgende interstadialer brørup (MIS 5c) og odderade (MIS 5a)
(Lokrantz & Sohlenius, 2006). Men til tross for at rederstall virker å ha vært mer ekstensiv
10
enn herning i Skandinavia (M. Hättestrand, 2008; Mangerud, 2011), nådde trolig ikke den
skandinaviske innlandsisen lengre enn til Sverige og Finland i østlig retning i tidlig- og midt
weichselstadialene (E. Larsen, 2002).
Norge
I Norge, altså vestsiden av det fennoskandiske isskjoldet, er det indikasjoner på at isdekket
under tidlig weichsel nådde helt ut til Bergen (Fjøsanger, Fana, Bønes) hele to ganger,
henholdsvis under stadialene herning (MIS 5d) og rederstall (MIS 5b) (Figur 3). En lokalitet
fra Midt-Norge, Brumunddal, indikerer moreneavsetninger som trolig er eldre enn
brørupinterstadialen (MIS 5c), en indikasjon på at et isdekke var til stede under
herningstadialen (MIS 5d) (Mangerud, 2011).
Sverige og Finland
Glasiasjonshistorien til Finland virker å være et spesielt tilfelle hvor det skandinaviske
isdekket utgjorde to iskupler som på et usynkronisert vis bredte seg utover landet (Johansson,
Lunkka & Sarala, 2011). Den nordlige iskuppelen virker å ha nådd frem til Nord-Finland og
Sokli-lokaliteten først under rederstallstadialen (MIS 5b), mens den sørlige iskuppelen ikke
nådde fram til den sørlige delen av Finland under tidlig weichsel i det hele tatt (M.
Hättestrand, 2008; Johansson et al., 2011). Basert på dette argumenterer Johansson et al.
(2011) for at den finske peräpohjolainterstadialen ikke kan korreleres med brørup allikevel
(Figur 2), men heller odderadeinterstadialen (MIS 5a) eller en av interstadialene fra midt
weichsel (MIS 3).
Basert på pollenstratigrafi og in situ avsetninger er det indikasjoner på at isdekket under
herningstadialen (MIS 5d) altså ikke nådde fram til Nordøst-Finland ved Sokli-lokaliteten
(Helmens, 2013). I følge Johansson et al. (2011) og J. Lundqvist (1992, 2004) befant
ismarginen til herningisdekket (MIS 5d) seg trolig i nærheten av grensen mellom Sverige og
Finland i nord, og relaterer dette til veikimorene-området basert på Lagerbäck (1988).
2.1.3.2 Midt weichsel (MIS 4 - 3)
Starten av midt weichsel er korrelert med starten av MIS 4 og schalkholzstadialen (Figur 1).
Overgangen ble markert med en kald klimasvingningsfase med regresjon samt utbredelse av
isdekket (Jørgensen et al., 1997b).
11
Figur 4: Utviklingen av isdekket mot slutten av midt weichsel fra 38 - 27 ka (tusen år) før nåtid.
Figuren er basert på en omfattende GIS database fra 2013 kalt DATED-1, og er en del av et sett med
tidsvinduer i glasiasjonshistorien fra siste istid av
Hughes et al. (2015)
. Hele linjer representerer stor sikkerhet
for ismarginal-posisjonen, mens prikkete linjer indikerer mer usikkerhet. A) representerer ålesund-
interstadialen (
Figur 2, Figur 3
) med to mulige ismarginposisjoner; en maksimum (stiplet linje) og en minimum
(prikket linje). Mindre isdekker og isbreer under 500km2 er ikke tatt med.
12
MIS 3 er datert til ca. 60 000 25 000 år før nåtid. I Oerel i Nord-Tyskland er de to første
interstadialene oerel og glinde identifisert i stratigrafiske avsetninger, og samsvarer starten av
MIS 3 (Helmens, 2013). I Nederland er interstadialene hengelo og denekamp karbondatert til
ca. 38 000 BP og ca. 30 000 BP hvor denekampinterstadialen anses som slutten av MIS 3
(Ran, 1990, sitert i Helmens, 2013). Mot slutten av midt weichsel begynte det skandinaviske
isdekket å vokse opp mot sitt maksimum ved inngangen til sen weichsel (Figur 4).
Figur 5: Lokalitetskart av M. Hättestrand (2008) relatert til Nord-Sverige og Nord-Finland.
Lokalitetsnavn: 1- Rissejauratj, 2- Rotheden, 3- Lehtojärvi, 4- Särkivuoma, 5- Riipiharju, 6- Keukiskero, 7-
Pulsujärvi, O-Onttovaara og T-Takanenmannikko. Lokalitet 3, 4 og 5 ligger i nærheten av Lainiobuen mens
lokalitet 1 er en veikimorene.
13
Norge og Danmark
Det er sannsynlig å anta at deler av Sør-Sverige og norskekysten ble isfrie i løpet av midt
weichsel ifølge Jørgensen et al. (1997b). Manglende avsetninger fra tidlig og midt weichsel
gjør at mange korreleringer er avhengig av de få lokalitetene som finnes i Norge, samt
korreleringer fra naboland.
Karmøyfremrykket (stadialen) i Norge, korrelert med MIS 4 og schalkholzstadialen, viser seg
å ha nådd sokkelen (Figur 2). Karmøyfremrykket er også korrelert med sundsørefremrykket i
Danmark. Karmøy og Sundsøre viser seg å være det samme fremrykket som utviklet seg fra
fjellområdene i Norge og nådde en utbredelse nesten helt ut til eggakanten og til Danmark (N.
K. Larsen, Knudsen, Krohn, Kronborg & Murray, 2009; N. K. Larsen, Knudsen, Krohn,
Kronborg & Nielsen, 2009). Isdekket under MIS 4 hadde dermed den største utbredelsen så
langt i weichsel (Figur 2, Figur 3). Til tross for hyppige klimasvingninger ble det generelle
økte globale isvolumet fra MIS 4 relativ bevart utover MIS 3 (Lokrantz & Sohlenius, 2006;
Mangerud, 2011).
Sverige og Finland
I Finland er det generelt ganske få spor fra midt weichsel, men hele landet var trolig dekket av
is under MIS 4 (Johansson et al., 2011). Deler av Lappland og hele Sør-Finland ble isfrie
minst en gang under MIS 3 (Johansson et al., 2011).
Sokli-lokaliteten i Nord-Finland (Figur 5) inneholder et kontinuerlig sedimentært arkiv fra
weichselistiden hvor tre interstadialer er definert (Figur 6). En av dem indikerer en isfri
periode og et varmt klima tilsvarende dagens klima tidlig i MIS 3 (Helmens et al., 2007;
Engels et al. 2008; Helmens and Engels, 2010, referert i Helmens, 2013).
I Nord-Sverige indikerer pollen- og stratigrafilokaliteter to isfrie perioder i weichsel (Figur 6).
Disse to interstadialene i Nord-Sverige har fått betegnelsene Tärendö I og Tärendö II (M.
Hättestrand, 2008). Ved sammenligning og forsøk på korrelering med de tre interstadialene
fra Sokli er det representert to alternativ; A1 og A2 (Figur 6). M. Hättestrand (2008) mener at
alternativ A2 (Figur 6) er nærmest sannheten da dette korrelerer spesielt bra med Sokli-
kronostratigrafien, iskjerner fra Grønland, og andre kontinentale lokaliteter som f.eks.
kysthulene ved Ålesund (Larsen et al., 1987; Valen et al., 1995 og 1996, referert i Mangerud,
2011).
14
2.1.3.3 Sen weichsel (MIS 2)
MIS 2 var den kaldeste stadialen og i kombinasjon med store mengder nedbør over Nord-
Europa fikk den fennoskandiske isen sin største utbredelse under sen weichsel, også kalt «The
Last Glasial Maximum» (Clark et al., 2009). Figur 7 viser isdekkenes maksimale utbredelse
over Fennoskandia og resten av Nord-Europa og Nord-Asia.
De ekstensive ismassene eroderte bort og omarbeidet store mengder avsetninger fra tidligere
istider (morener), mellomistider (fluviale- og marine avsetninger), stadialer og interstadialer,
som er årsaken til at det er relativt få lokaliteter med avsetninger eldre enn sen weichsel,
spesielt i Norge (Jørgensen et al., 1997b).
Figur 6: Kronologi av weichselglasial samt korreleringer mellom lokaliteter i Nord-Sverige og Nord-Finland.
A) To alternativer til kronostratigrafi relatert til lokaliteter i Nord-Sverige korrelert med Sokli-interstadialene
(Helmens et al. 2000, 2007, refert i M. Hättestrand, 2008), weichsel stratigrafi fra sentrale Europa (f.eks. Caspers
and Freund, 2001, sitert i M. Hättestrand, 2008) og isotopstadier (
Mangerud, 1991) foreslått av M. Hättestrand
(2008)
.
B) Oppdatert kronostratigrafi basert på sedimentære sekvenser fra Sokli-lokaliteten i Nord-Finland (
Helmens,
2013, fig. 6).Tärendö I og Tärendö II i alt. A2 for Nord-Sverige korrelerer i dette tilfellet med Sokli II og Tulppio fra
Nord-Finland.
B
A
15
Avsetninger i Danmark
Deler av Danmark var isfrie under sen weichsel. Isgrensen som delte Danmark i to deler
(Figur 7) blir betegnet som Hovedoppholdslinjen (Houmark-Nielsen M. & Sjørring S. (1991)
referanse i Jørgensen et al., 1997b). Avsetninger fra de eldre istidene elster og saale ble bevart
Figur 7: Maksimum utbredelse av isdekket under LGM (MIS 2) hvor tre separate isdekker vokser sammen over
Nord-Europa og Nord-Asia; det skandinaviske isdekket (SIS), Svalbard-Barents-Kara-isdekket (SBKIS) og det
britisk-irske isdekket (BIIS).
Figuren er fra
Hughes, Gyllencreutz, Lohne, Mangerud og Svendsen (2015) hvor hvit linje viser posisjon til
ismarginaler, hvite stiplete linjer representerer antatte grenser mellom isdekkene, og submarine vifter er vist i
oransje langs kontinentalsokkelen.
16
på yttersiden av oppholdslinjen, men ble bearbeidet og omdannet til et morenelandskap med
utjevnende morenehøyder, kalt bakkeøer (Houmark-Nielsen M. & Sjørring S. (1991)
referanse i Jørgensen et al., 1997b). På innsiden av oppholdslinjen trer det i dag fram et
glasialt landskap bestående av dødisgroper, morenerygger, smeltevannsløp og eskere som
stammer fra den siste fasen av deglasiasjonen (Jørgensen et al., 1997b). Under deglasiasjonen
ble store mengder smeltevann avgitt, og breelver fraktet erosjonsmateriale fram til
israndlinjen og ble avsatt som en del av sandurslettene (outwash plains) foran breen, og
avsetningene som ble fylt inn mellom bakkeøene fikk betegnelsen hedesletter (Jørgensen et
al., 1997b).
Landskapet i Danmark har likheter med landskapet i Nord-Sverige hvor begge illustrerer en
tydelig grense eller en oppholdslinje med en distinkt morfologi på hver side, distale
sletteområder og proksimalt dødisterreng separert av en linje med endemorener (Lagerbäck,
1988).
2.1.3.4 Holocen (MIS 1) deglasiasjon ved Lainiobuen
Lindqvist (2020, s. 83) tolket sedimentene i kjerneprøven fra Kortejärvi (en veikimorene i
Lainiobuen) som glasifluviale avsetninger relatert til et nettverk av fletteelver (sandur) aktivt
under deglasiasjon av LGM-isdekket. OSL-dateringer fra breelvavsetningene ga aldre på
9200 ± 1200 år og 11 400 ± 1500 år (Lindqvist, 2020, s. 83). For lokal deglasiasjon av LGM-
isdekket estimerte Lindqvist (2020, s. 86) dermed en middelverdi på 9800 ± 200 år for
Lainiobuen basert på dateringer fra blant annet Hughes et al. (2015) og Stroeven et al. (2016).
17
2.2 Veikimorener tidligere og nyere tolkninger
Teorier bak veikimorener har variert gjennom tidene (f.eks. Hoppe, 1952; Lagerbäck, 1988).
Mange tolkninger er basert på viktige faktorer som sedimentologiske prosesser, alder, og
lignende forekomster i andre deler av verden. Derfor vil tidligere tolkninger samt
sedimentologiske prosesser bak påstandene bli gjennomgått i dette kapitlet. Alternative
sedimentologiske prosesser som kan være relatert til veikimorener vil også bli nevnt.
En av de eldste studiene relatert til veikimoreneområdet er, som nevnt i introduksjonen, av
Fredholm (1886) som tolket hele Lainiobuen som en og samme endemorene. Tanner (1915)
bet seg merke i at Lainiobuen kunne ha tilknytninger til et større område vest for selve
ryggen, som trolig indikerer en forstyrrelse i tilbaketrekningen av isen. Lainiobuen ble da
omtalt av ham som en av de viktigste observasjonene som ble gjort. Högbom (1931) foreslo
at moreneområdet sørvest for Lainiobuen representerer en av de mer markerte posisjonene av
en ismargin. G. Lundqvist (1943) beskrev moreneområdet rundt tettstedet Lainio som en bred
stagneringssone av den typen som forekommer ved de ytre grensene av en glasiasjon. Senere
erklærte Geijer (1948) at det ikke fantes noen uenigheter om at Lainiobuen representerer en
form av ismargin under en spesifikk periode, samt en forstyrrelse i tilbaketrekningen. Videre
foreslår Hoppe (1952) ganske så vagt at formen til området indikerer en istunge (ice lobe)
med en nordlig bevegelse, hvor bevegelsen er basert på en enkel observasjon av en delvis
utydelig glasial lineasjon. Hoppe (1952) beviste at avsetningene som han observerte i Veiki-
distriktet var et vanlig fenomen i Norrbotten län og argumenterte for en subglasial dannelse
av haugmoreneområdet, som er motsatt av Lagerbäck (1988) sin ledende supraglasiale
isvegginnsjø-hypotese.
Lagerbäck (1988) skiller seg ut fra eldre (f.eks. overnevnte) artikler ved å foreslå en tidlig
weichsel alder av landformene. C. Hättestrand (1998) sammenligner Lagerbäck (1988) sine
teorier og observasjoner fra et regionalt geomorfologisk perspektiv, hvor han bekrefter
Lagerbäck (1988) sin dannelseshypotese og alder. Moderne studier har derimot foreslått en
midt weichsel alder (M. Hättestrand, 2007, 2008; Lindqvist, 2020; Sigfúsdóttir, 2013).
Studiene til Hoppe (1952), Lagerbäck (1988), og C. Hättestrand (1998) gjennomgås
nærmere i dette kapitlet etterfulgt av sedimentologiske dannelsesprosesser relatert til
veikimorener og lignende landformer.
18
2.2.1 Subglasial dannelse av veikimorener
Hoppe (1952) identifiserte områdetypiske morfologiske elementer ved tettstedet Veiki i
Gällivare kommune, Norrbotten fylke i Nord-Sverige; dødisgroper, kantrygger og
moreneplatåer ble ansett som de viktige karakteristikkene til veikimorener (Figur 8).
Elementene ble beskrevet og videre sammenlignet med forekomster fra andre områder for å
bevise at de var områdetypiske elementer for hele Norrbottens län, noe som var tilfelle.
Landformene som elementene utgjorde ble navngitt etter typelokaliteten Veiki og ble dermed
kalt for veikimorener (Hoppe, 1952).
2.2.1.1 Geomorfologiske observasjoner
Dødisgroper
Ifølge Hoppe (1952) sine beskrivelser er dødisgroper, eller grytehull som de også kalles,
nedsynkninger og fordypninger i terrenget som indikerer hvor de siste isblokkene befant seg
under en deglasiasjon og nedsmelting av et isdekke. Disse elementene forekommer ofte som
innsjøer eller myrområder i postglasialt terreng, og utgjør hovedsakelig områdene hvor de
positive elementene (platåer og kantrygger) ikke forekommer (Hoppe, 1952).
Moreneplatåer
Moreneplatåer er positive, til dels sirkulære men flate landformelementer som ligger på et
forhøyet nivå av det omkringliggende terrenget, og er et veldig karakteristisk geomorfologisk
element i forhold til veikimorener (Figur 8). På bakgrunn av Hoppe (1952) sitt subglasiale
synspunkt ble det foreslått at disse elementene kunne være primære formasjoner som
representerer originale opphøyde flater dannet av bunnmorene, eller sekundære formasjoner
dannet som et resultat av nedbrytning og erosjon av tidligere morenerygger.
Kantrygger
Kantrygger ble beskrevet av Hoppe (1952) som rygger som omringer dødisgroper og tildels
platåer, men Lagerbäck (1988) bekrefter at sistnevnte er heller tilfellet. Sedimentologisk sett
består kantryggene av hardpakket morene som minner om bunnmorene ifølge Hoppe (1952),
men han poengterer at tetthet og dominerende kornstørrelse varierer mye.
Oftest ble ett sett med kantrygger observert langs kantene til moreneplatåer (Figur 8 A), men
kantryggene kunne også være helt fraværende eller forekomme i to sett (Hoppe, 1952). Det
første (øverste) settet med kantrygger ligger høyere i terrenget enn assosierte platåer og har en
tydelig kam (spiss rygg), mens det andre (nederste) settet klassifiseres som en sekundær form
19
av Hoppe (1952) og har en lavere posisjon enn platået. Ved noen tilfeller hadde det
sekundære kantryggsettet en avflatet topp, og fikk betegnelsen terrasserygger eller terrasser
(Hoppe, 1952). Ved noen tilfeller observerte Hoppe (1952) diverse brudd av kantryggene,
som han relaterte til smeltevannsløp (Figur 8 A).
2.2.1.2 Subglasial sedimentologi
Hoppe (1952, s. 8, 20 og 24) skriver at kantrygger inkludert terrasserygger, doble kantrygger,
og andre isolerte rygger, er dannet subglasialt gjennom transport av morenemateriale som ble
presset mot og inn i hulrom eller sprekker i eller under isen (Figur 8 B). Dette pga. tyngden
og/eller bevegelse til den overliggende isblokken, som forårsaket sedimentær transport bort
fra dødisgroper. Disse formasjonene ble så klynget sammen oppå moreneplatåene i form av
hauger eller rygger, som vil si at platåene må være eldre, og som da også må være subglasiale
formasjoner.
En gjentakende observasjon som Hoppe (1952) oppdaget var en vinkelrett orientering av den
lengste aksen til et utvalg av steiner i moreneryggene, samt en tendens til helning ned mot
dødisgroper (Figur 8 A). Han brukte dette som argument for subglasial dannelse. Han tolket
A
B
Figur 8: Høydeprofilkart og illustrasjon av subglasial dannelse av Hoppe (1952).
A) Kart og høydeprofil fra en veikimorene lokalisert ved tettstedet Veiki, som symboliserer forholdet mellom platå,
kantrygg og omkringliggende område. De sirkulære diagrammene viser orientering av steiner fra kantrygger og
platået. Figuren er fra
Hoppe (1952). Crest line - kam linje, meltwater channel breelveløp.
B) Illustrasjon som viser subglasial dannelse av rygger i ujevne moreneområder, hvor vekten av overliggende is
presser materiale opp i hulrom og sprekker under isen. Figuren er fra
Hoppe (1952).
A
B
20
dette som indikasjoner for sedimentær transport fra bunnen av det som i dag er dødisgroper
og opp til kantrygger. Hoppe (1952) prøvde å finne et mønster i det subglasiale
morenelandskapet i Norrbotten ved å sammenligne det med sprekkesystemer (crevasse
systems) fra isbreer på Spitsbergen og Alaska, men endte opp med en konklusjon om at et
ikke-definert mønster var standard for veikimorener.
Supraglasial dannelse ble vurdert, men basert på sammenligninger fra nåværende isbreer
konstaterte Hoppe (1952) at supraglasiale forhold ikke var tilstede i Nord-Sverige. Han mente
at det var en unntakstilstand for begrensede områder som f.eks. fjorder, hvor mye materiale i
form av massebevegelser ned fra fjellsidene avsettes på toppen av isbreer. I slike tilfeller ville
materialet være ganske angulært, noe som ikke stemte overens med hans observasjoner.
2.2.2 Supraglasial dannelse - isvegginnsjøsletter
Lagerbäck (1988) utførte omfattende undersøkelser med et stort fokus på sedimentologi og
stratigrafi, og tok mange kjerneprøver av flere veikimorener spredt utover Norrbotten.
I platået til flere veikimorener fant Lagerbäck (1988) in situ laminert silt og daterbart organisk
materiale overliggende stadial grålig morene (Figur 9). Lagerbäck (1988) tolket dette som
avsetninger fra en deglasiasjonsfase, hvor hele veikimorenelandskapet ble dannet samtidig
grunnet en materialdekket stagnert is.
Overnevnte stratigrafi, 14C-dateringer, relasjon til nordvest orienterte drumliner og eskere,
krysskuttende morfologiske relasjoner, artsmangfold funnet i platåavsetninger, og forekomst
av et tynt morenelag overliggende veikimorener, ble ansett som bevis på at formasjonene var
av tidlig weishelisk alder. Alderen ble relatert til herningstadialen (MIS 5d) og
brørupinterstadial (MIS 5c) av Lagerbäck (1988).
Lagerbäck (1988) skrev at veikimorener ble dannet supraglasialt av hardpakket materiale
konsentrert i nedsynkninger og sprekker ved isoverflaten langs en marginal sone til et stagnert
eller nedbrytende isdekke. Dette dannet isvegginnsjøer (ice-walled-lakes) som ble fylt med
supraglasialt materiale via massebevegelser (Figur 10). Ettersom nedsmeltingen fortsatte,
forsvant støtten fra omkringliggende is slik at systemet kollapset og dannet kantrygger, hvor
platåer representerer det som tidligere var innsjøer (Figur 10). Senere ble formasjonene
overkjørt av yngre isdekker som eroderte, utjevnet, omformet eller avrundet landformene,
samt avsatte et tynt morenelag over de eksisterende moreneformasjonene i noen tilfeller
(Lagerbäck, 1988).
21
2.2.2.1 Utbredelse
Lagerbäck (1988) poengterte at utbredelsen av veikimorener har en østlig og en sørlig
begrensning markert med randmorener. Spesielt tydelig er den skarpe overgangen øst for
Lainiobuen, hvor glasiale og glasifluviale elementer (drumliner og eskere) overtar mens
veikimorener opphører å eksistere. Overnevnte landformer er lite påvirket av yngre isdekker i
forhold til å være av tidlig weichsel alder, som ifølge Lagerbäck (1988) var pga. inaktive
isdekker.
I Fennoskandia virker veikimorener å være eksklusivt til Nord-Sverige, med unntak av Nord-
Finland (Lagerbäck, 1988) og Nord-Norge (Sørbel, 2003). Puljumorener beskrevet av
Aartolahti (1974) (ring-rygg haugmorener) og Kujansuu (1967) forekommer i Nordvest-
Finland og delvis i Nord-Sverige. Ifølge Lagerbäck (1988) er disse en mindre type
veikimorene som representerer en nordlig ekstensjon av veikimorene observert i Nord-
Sverige.
Figur 9: Tverrsnitt fra en veikimorene (ice-walled-lake plain) lokalisert sør i Lainiobuen, Outojärvi.
Veikimorenen befinner seg 225 moh., og er en representasjon for oppbyggingen av veikimorener. Den øverste
delen av figuren viser de virkelige størrelsesforholdene, mens figuren under viser en overdrivelse i høyde.
Figuren er redigert fra
Lagerbäck (1988).
22
Figur 10: Dannelsesforløpet av veikimorener basert på sedimentologiske undersøkelser av
Outojärvi-veikimorenen foreslått av
Lagerbäck (1988).
Tidsskalaen A - H går over 100 000 år. Peräpohjolaintersstadialen korreleres her med
brørupinterstadialen (MIS 5c), og tärendöinterstadialen med odderadeinterstadialen (MIS 5a)
(Figur 2).
23
Videre mener Lagerbäck (1988) at iskontaktringer (ice-contact rings) beskrevet av Parizek
(1969), isvegginnsjøer beskrevet av Clayton og Cherry (1967), og isdesintegrasjon-
landformer (ice-disintegration features) beskrevet av Gravenor og Kupsch (1959) er
nordamerikanske og kanadiske representasjoner eller etterligninger av veikimorener.
Lignende morfologiske landformer har også blitt observert i Skåne kalt for platåleror
(Sundberg, 2000).
2.2.3 Morenebelter og tidligere israndsposisjoner
C. Hättestrand (1998) beskrev geomorfologien til Nord- og Midt-Sverige og kartla
landformene hver for seg, for så å se dem i sammenheng og korrelere ulike sett med
landformer til mulige isdekker og MIS-perioder. De glasiale geomorfologiske landformene
som dominerer i Sverige er drumliner, stripet morene (flutes), eskere, ribbed-morener, De
Geer-morener, spylerenner, randmorener og veikimorener. I prosessen ble landområder delt
inn i glasiale geomorfologiske regioner basert på karaktertrekk og sett med landformer unik
til hver region (C. Hättestrand, 1998). Region 3 (Figur 11) representerer regionen hvor
veikimorener dominerer landskapet, og Figur 12 viser utbredelse av veikimorener kartlagt av
(C. Hättestrand, 1998).
Figur 11: Oppdeling av Nord- og
Midt-Sverige i glasiale
geomorfologiske regioner (
C.
Hättestrand, 1998).
Figur 12: Fordeling av
veikimorener i Sverige.
Modifisert fra
C. Hättestrand
(1998).
Figur 13: Ismarginal posisjon I og
ismarginal posisjon II basert på
veikimorener og assosierte
terminalmorener (C. Hättestrand, 1998).
24
C. Hättestrand (1998) begrenset utbredelsen av veikimorener fra Lagerbäck (1988) ved en
mer detaljert kartlegging av landformene (Figur 12). Han oppdaget at veikimorener, sett i
kontekst til assosierte terminale morener, utgjorde flere tydelige silhuetter av godt definerte
halvsirkler eller tunger i terrenget, som sammen dannet kontinuerlige morenebelter (Figur
13). C. Hättestrand (1998) tolket disse som representasjoner av to østvendte ismargin-
posisjoner separert med 15 25 km, dannet i relasjon til to store re-fremrykk (re-advances) av
isdekket.
I følge C. Hättestrand (1998) er ikke det ytterste morenebeltet (I) like kontinuerlig som det
indre morenebeltet (II), men terminalmorener viser seg å være mer kontinuerlig i førstnevnte,
som antyder det er godt bevart til tross for dette (Figur 13). Unntaket er den sørligste tungen
hvor bare kantene står igjen og de sentrale delene av tungen mangler både terminalmorener og
veikimorener, trolig pga. erosjon av en etterfølgende temperert isbre. C. Hättestrand (1998)
foreslo at de sørligste tungene fra begge beltene kunne indikere utbredelsen eller grensen for
tempererte isbrebevegelser fra sen weichsel.
Ismassene fulgte trolig storskala erosjonslandformer som mye mulig stammer fra tidligere
istider og isdekker. Glasierte vide daler som per i dag er okkupert av innsjøer eller blitt
elvedaler befinner seg langs sentrum av tungene (Figur 13). Det viser at strømningsmønsteret
trolig har blitt påvirket av den regionale topografien og berggrunnsmorfologien, hvor
isbevegelsene gikk langs større elvedaler som da dannet istunger idet ismassen nådde
lavlandet (C. Hättestrand, 1998). Duoen av terminalmorener og veikimorener sør for
Lainiobuen antyder flere mindre fremrykk eller forstyrrelser av ismarginen, som trolig
forekom i tiden mellom de to største fremrykkene som skapte morenebelte I og II (C.
Hättestrand, 1998). Tre til fire ismarginalposisjoner basert på forekomsten av landformduoen
mellom Junosuando og Skaulo kan antydes i Figur 14.
Lagerbäck (1988) foreslo at en storskala brefremvelling (surge) i forbindelse med
deglasiasjon og et regionalt stagnert isdekke kunne være tilfelle. Men i så fall ville bare et
terminal morenebelte dannes ifølge C. Hättestrand (1998). I tillegg indikerer fordelingen av
veikimorener en lokal stagnasjon begrenset til en 5-15 km bred sone på innsiden (vestover) av
de respektive ismarginal posisjonene, hvor terminalmorener indikerer isgrenser og
veikimorener representerer stagneringssoner (C. Hättestrand, 1998). C. Hättestrand (1998)
anså det mest sannsynlig at veikimorenelandskapet ble dannet av to storskala re-fremrykk (re-
advance).
25
2.2.3.1 Høylands og lavlands veikimorener
Kartleggingen til C. Hättestrand (1998) i Figur 12 viser mindre forekomster av veikimorener i
region 2 og region 5 (Figur 11). Hovedforekomster av veikimorener i region 5 befinner seg
rundt Arvidsjaur og Lycksele. Ifølge Lagerbäck (1988) og C. Hättestrand (1998) er disse
rester av en sørlig ekstensjon av morenebelte I og II (Figur 13), og regnes dermed som en del
av lavlandet. Region 2 er betegnet som fjellfotområdet til den kaledonske fjellkjeden som går
langs Norge og landegrensen mellom Norge og Sverige i nord. Mellom veikimorene-
forekomstene i lavlandet og på høylandet er det en sone uten veikimorener. Morenebeltene I
og II har dermed ikke nødvendigvis noen korrelasjon til veikimorene i høylandsområder (C.
Hättestrand, 1998).
I tillegg viser ikke HVM (høylands-veikimorene) noen ekstinkt tunge- eller belte-morene
formasjon slik som LVM (lavlands-veikimorene) gjør (Figur 12). HVM befinner seg bare i
høyere terreng, oppå elveplatåer (interfluves), og mangler som regel kantrygger. HVM
forekommer på overflater uten spor av erosjon fra tidlig weichsel og subglasiale avsetninger
fra sen weichsel. Svake flutings overliggende HVM forekommer i noen tilfeller (C.
Hättestrand, 1998). Alderen er dermed C. Hättestrand (1998) usikker på, men konkluderer
med at HVM definitivt er eldre enn sen weichsel, men at muligheten for pre-weichsel alder
også er der. HVM og LVM er dermed ikke nødvendigvis dannet av samme isdekke ifølge C.
Hättestrand (1998).
Figur 14: Fordeling av veikimorener (grått areal) og randmorener (svarte linjer) mellom Junosuando og Skaulo
som trolig representerer flere mindre ismarginal posisjoner og dermed forstyrrelser eller re-fremrykk (re-advance)
under en generell deglasiasjon av veikimoreneisdekket (C. Hättestrand, 1998).
26
Forutsatt at opprinnelsen for HVM og LVM er felles og at HVM inngår i definisjonen av
veikimorene, så er de topografiske og morfologiske forskjellene, distansen mellom dem, samt
alders-usikkerheten, nok til å skille mellom to typer veikimorener; HVM og LVM (C.
Hättestrand, 1998).
2.2.3.2 Bevaring av veikimorener et isdekke frosset fast til landskapet
Bevaringen av veikimorener virker å være tilknyttet kaldbunnsbaserte isdekker, eller en «kald
bre», hvor bresålen har vært fryst fast til underlaget og dermed nærmest inaktivt i form av
erosjon og avsetning (C. Hättestrand, 1998; Lagerbäck, 1988). Erosjon av den sørlige delen
av morenebelte I (Figur 13), samt mangelen på veikimorener nordøst for Lainiobuen, kan
være et resultat av en temperert eller varm bre, hvor temperaturen er høyere enn
trykksmeltepunktet ved bresålen (C. Hättestrand, 1998). Dermed kan trolig utbredelsen av
veikimorener være indikatorer på grensen mellom kalde og varme isbunnsforhold ved yngre
isdekker, særlig i forhold til isdekket fra sen weichsel, hvor isskillet trolig var lokalisert over
eller i nærheten av veikimorene-landskapet (C. Hättestrand, 1998).
Mesteparten av region 2 og 3 (Figur 11) viser et tidlig weichsel deglasiasjonslandskap med
minimale tegn av erosjon fra sen weichsel (C. Hättestrand, 1998). På bakgrunn av dette sier
C. Hättestrand (1998) at den vestlige utbredelsen av morenebeltene (Figur 12) trolig er en
original utbredelse av veikimorener.
2.2.3.3 Glasiale strømningsmønstre og relasjoner til andre landformer
C. Hättestrand (1998) gir en oversikt over landformene som kan tilknyttes veikimorener både
direkte og indirekte, hvor landformene som befinner seg i samme region som veikimorener
(region 3) er de mest relevante. Disse inkluderer drumliner, haug-og-haler (crag-and-tails),
eskere, ende- eller terminale morener, stripet morene (flutes), og spylerenner (melt-water-
channels). Terminale morener, drumliner og eskere har allerede blitt nevnt i relasjon til
veikimorener av Lagerbäck (1988), hvor terminale morener har en direkte tilknytning
(morenebelter, Lainiobuen), og drumliner og eskere i forhold til orientering, krysskuttende
relasjoner og dermed relative aldersbestemmelser.
Landformene fra region 3 delte C. Hättestrand (1998) inn i fire sett basert på glasiale
strømningsmønstre, hvor hvert sett ble assosiert med en glasial periode (Figur 15).
27
Sett 1
Veikimorener og assosierte terminale morener inngår trolig i det første settet, hvor drumliner,
haug-og-hale, eskere, og laterale spylerenner med en nordvest-sørøst orientering viser en
isbevegelse fra nordvestlig retning (Figur 15). Fagerlind (1981) og Lagerbäck og Robertsson
(1988) gjorde beskrivelser av dette settet før C. Hättestrand (1998) og assosierte det med
tidlig weichsel og herningstadialen (MIS 5d).
Sett 2
Sett 2 består av glasiale lineasjoner, svake flutes og små drumliner, med en sør-nord
orientering med en tendens til avrunding mot nordøstlig retning i den nordlige delen av
området hvor isbevegelsen tolkes å ha kommet sørfra illustrert i Figur 15 (Fagerlind, 1981; C.
Hättestrand, 1998; Lagerbäck & Robertsson, 1988). Siden ingen glasifluviale landformer som
eskere og spylerenner assosieres med dette settet, poengterte C. Hättestrand (1998) at sett 2
trolig er dannet i de mer sentrale delene av isdekket og dermed ikke i relasjon til en
deglasiasjon, men heller i forhold til LGM (MIS 2) da isdekket var på sitt største.
Sett 3
Sett 3 assosieres sterkt med deglasiasjon av isdekket fra sen weichsel og består eksklusivt av
spylerenner tilknyttet deglasiasjon, samt et fåtall diskontinuerlige eskere (C. Hättestrand,
1998). Isbevegelsen virker å være utviklet i flere retninger med en østlig trend (Figur 15).
Sett 4
Sett 4 eller «sett x» som C. Hättestrand (1998) kalte det for, består av spylerenner og små
glasiale lineasjoner (drumliner, flutes, glidespor) med en strømningsbevegelse fra nordlig eller
nord-nordøstlig retning (Figur 15). Smeltevannskanalene i dette settet overligger
veikimorener og haug-og-hale landformene fra sett 1, og er dermed yngre (C. Hättestrand,
1998). Settet er relatert til deglasiasjonsprosessen av Rederstallisdekket (MIS 5b) av C.
Hättestrand (1998), basert på antakelsen av at det fennoskandiske isdekket ikke undergikk en
nesten fullstendig nedsmelting under midt weichsel.
Flutes overkjøring av yngre isdekker
Både Hoppe (1952) , Lagerbäck (1988) og C. Hättestrand (1998) observerte tydelige flutes
overliggende veikimorener.
28
Figur 15: Sammenfatning av C. Hättestrand (1998)’s kartlegging av landformer i region 3 som representerer 4
ulike sett/mønstre med isbevegelser i, hvor elvedaler (lyseblå linjer) og morenebeltene (I og II) er tatt med fra
Figur 13. Morenebeltene passer intuitivt best inn sammen med sett 1, men ser ikke ut til å passe inn med sett 2,
3 og 4. Redigert og sammensatt basert på tre figurer fra
C. Hättestrand (1998).
29
Flutes eller stripet morene er oppsamlinger av sedimenter i avlange strømlinjeformete rygger
med orientering parallelt med isbevegelsen som skapte dem, og starter som regel ved et
hinder under isen i form av store steiner, samlinger av steiner eller oppstikkende berggrunn
(Bennett & Glasser, 2009).
Disse landformene har er lavt bevaringspotensiale, er dannet subglasialt av «rask»
strømmende is, og indikerer dermed en fullstendig overkjøring av et yngre isdekke over et
tidligere glasiert område, spesielt hvis de ligger relativt uforstyrret i terrenget (Benn & Evans,
2010). Fluting som forekommer i sett 4 er dermed bevis på at veikimorener har blitt overkjørt
av minst et yngre isdekke (C. Hättestrand, 1998).
Aldersforskjeller på landformer innenfor sett 1
I følge Lagerbäck (1988) ble alle landformene i sett 1 (Figur 15) dannet samtidig, men C.
Hättestrand (1998) mente at en observasjon av tre eskere med nordvest-sørøst orientering av
tidlig weichsel alder ikke var grunnlag nok for påstanden. Spesielt siden eskere fra sett 3 også
overligger veikimorener på samme måte som de fra sett 1 (Figur 15). Ved snakk om
isstrømningsretning observerte C. Hättestrand (1998) at drumliner fra sett 1 ikke hadde en
fullstendig parallell orientering i forhold til veikimorenebeltene, men at vinkelen mellom var
litt skråstilt, spesielt mot nord ved Lainiobuen (Figur 15). Basert på overnevnte og
stratigrafiske bevis konkluderte C. Hättestrand (1998) at både veikimorener og landformer i
sett 1 var av tidlig weichsel alder. Men at veikimorener og landformer fra sett 1 kunne
separeres innen dette tidsrommet, muligens separert av to stadialer med meget like
konfigureringer (herning og rederstall).
30
2.3 Dannelsesprosesser og landformer
Basert på teorier og hypoteser nevnt i delkapitlet over, vil følgende delkapittel gå videre inn
på dannelsesprosesser relatert til veikimorener og lignende landformer. Basert på argumenter
og observasjoner fra Hoppe (1952), Lagerbäck (1988) og C. Hättestrand (1998) blir temaer
for dette delkapitlet: ismarginale prosesser, subglasialt haugmoreneterreng, supraglasialt
haugmoreneterreng, og landformer relatert til topografisk inversjon.
2.3.1 Ismarginale prosesser
Veikimorene assosieres med ismarginale prosesser (C. Hättestrand, 1998; Lagerbäck, 1988).
Gravitasjonsprosesser og glasifluviale prosesser dominerer, men varierer mye i forhold til
mengden tilgjengelig materiale og smeltevann (Benn & Evans, 2010).
Subglasiale materialekonsentrasjoner kan forekomme ved «skvising» av materiale inn i
hulrom eller sprekker under isen og danne f.eks. kjegler og bresprekkrygger (crevasse-
squeeze ridges). Vertikal transport av materiale kan f.eks. forekomme ved
materialkonsentrasjoner i supraglasiale hulrom og sprekker som utvikler seg til glasiale
trakter eller skorsteiner (moulins) (Nicholas Eyles, 1979). Ved passive ismarginer vil
gravitasjonsprosesser som skred og materialutflytninger (debris flows) danne ice-contact
aprons (is-kontakt-forklær), vifter, kjegler, voller, eller diker i forhold til mengde
materialtilførsel (Benn & Evans, 2010). Materialdekte ismarginer har høyest materialtilførsel
og kan dermed bygge opp store ice-contact aprons eller randmorener rundt isbretungen(e).
Hvis iskontaktavsetninger (dumpmorener, is-kontakt-forklær, randmorener) blir store nok kan
de sperre inne isen og vann, og dermed utvikle supraglasiale innsjøer og bredemte sjøer (Benn
& Evans, 2010; Benn, Kirkbride, Owen & Brazier, 2003).
Nedsmeltingsprosesser som danner haugmorene assosieres med kontrollerte morener, hvor
nedgravd is utgjør en kontrollerende faktor for landskapsutviklingen (Benn & Evans, 2010).
Kontrollerte morener omhandler flere landformtyper hvor fellesfaktoren er en tydelig
transvers og lineær orientering i forhold til isretningen som kan danne et mønster i landskapet
(Benn & Evans, 2010). Ved ismarginer er det gunstige forhold for supraglasial sedimentasjon
via smeltevannsstrømmer som vil begrave is og dermed danne kontrollerte morener (Benn &
Evans, 2010; Evans & Twigg, 2002). Enkeltstående veikimorener viser ikke nødvendigvis en
tilsynelatende lineær orientering, men hele veikimorene-landskapet danner bueformete
morenebelter i terrenget (Kap. 2.2.3). Det er forskjellige meninger om morenebelter relatert til
ismarginaler dannes subglasialt eller supraglasialt.
31
Veikimorener nevnes i sammenheng med uttrykket haugmorene (hummocky moraine), et
bredt uttrykk som beskriver en haugete, irregulær, morenebestående topografi av landformer
med variert opphav og grad av orden. Uttrykket omhandler oftest dannelsen av
haugmorenelandskap i relasjon til nedsmelting av materialedekket isbreer eller isdekker
(Benn & Evans, 2010).
2.3.2 Subglasialt haugmoreneterreng
Hoppe (1952) sin teori om
subglasialt haugmoreneterreng
(Kap. 2.2.1) ble utviklet videre
av N. Eyles et al. (1999). En
subglasial deformasjonsmodell
som inneholder to faser (Figur
16); 1) subglasialt materiale
omdannes til flutes og drumliner
av aktiv is, 2) haugmorener
dannes ved pressing av
morenemateriale opp mellom
isblokker under en stagnert
ismargin. Modellen viser en
kontinuerlig landskapsutvikling
(sonering) av landformer fra
ismargin til sentrale deler av
isdekket (Figur 16, 3).
Haugmorener, kamer og
moreneplatåer forekommer ved
ismarginen, humdrums i
overgangssonen, mens
drumliner og flutes forekommer
i de sentrale delene av isdekket
(Benn & Evans, 2010).
Dannelsen av landformene fra
Figur 16 er illustrert i Figur 17.
Figur 16: Subglasial ismargin modell for dannelse av haugmorener
ved glasiasjon etterfulgt av deglasiasjon av et bløtsediment terreng av
N. Eyles et al. (1999)
.
32
Figur 17: Detaljert hendelsesforløp for den subglasiale ispressemodellen på bløtsedimentterreng av N.
Eyles, Boyce og Barendregt (1999)
, basert på observasjoner fra en kanadisk typelokalitet.
33
2.3.3 Supraglasialt haugmoreneterreng
Lagerbäck (1988) foreslår at veikimorene-landskapet er dannet i et passivt supraglasialt miljø
(Kap. 2.2.2).
2.3.3.1 Passivt og aktivt supraglasialt miljø
Supraglasiale miljøer deles inn i to hovedgrupper av Brodzikowski og Van Loon (1990)
relatert til aktive og passive isforhold (Figur 18).
Aktivt supraglasialt miljø (Figur 18) relateres til varme eller tempererte breer (warm based)
og lavt bevaringspotensiale av landformer pga. isbevegelser som bearbeider og transporterer
supraglasialt materiale (Brodzikowski & Van Loon, 1990).
Passivt supraglasialt miljø relateres til kalde breer (cold based) og stillestående is (dødis)
(Brodzikowski & Van Loon, 1990). Bevaringspotensiale er størst i tilfeller hvor nedsmelting
går sakte og isoverflaten har en liten helning mot senter av ismassen, noe som forebygger
dannelsen av spylerenner (breelver) og dermed transport av materiale bort fra isoverflaten
(Figur 18). Breelver kan gå i flere ulike retninger og har stor innvirkning på et passivt
supraglasialt miljø. Ved deglasiasjon dannes et dødislandskap (Figur 18). Sakte nedsmelting
og isoverflategradient mot senter av ismassen var trolig ofte tilfellet for lavlandsområder
under pleistocen (Brodzikowski & Van Loon, 1984, 1990).
Supraglasiale innsjøer danner både passive og aktive supraglasiale forhold, men et passivt
miljø virker gunstig i forhold til dannelsen og preservering av veikimorene og morenebelter.
Overgang fra aktivt til passivt supraglasialt miljø er ikke å utelukke da dette er prinsippet for
teorien i Kap. 2.3.2.
2.3.3.2 Supraglasiale innsjøer
Innesperring av vann mellom avsetninger, lokal topografi, ismarginal, eller av dal- og
fjordvegger resulterer i utviklingen av supraglasiale innsjøer (Benn & Evans, 2010).
Supraglasiale innsjøer kan relativt raskt fylles opp med breelvmateriale, lakustrine
avsetninger, og massebevegelsesmorene eller diamikter (flow-till/flow-diamiktons) (Nicholas
Eyles, Clark & Clague, 1987). Innsjøinnfyllinger vil fremstå som positive landformer
(platåer) i landskapet ved endt deglasiasjon.
Isvegginnsjøer og bredemt sjø eller isdemt sjø (ice-dammed lake, glacier lake) er to relativt
like typer supraglasiale innsjøtyper. Siden miljøet er likt, kan observasjoner dem imellom
relateres med hverandre.
34
Figur 18: Supraglasialt miljø: A) Illustrerer et aktivt glasialt miljø, B) Illustrerer et modent passivt miljø,
modifisert av
Brodzikowski og Van Loon (1990) originalt fra Brodzikowski og Van Loon (1987).
A
B
35
Nord-Amerika
Sedimentologiske eksempler fra Nord-Amerika (f.eks. Nicholas Eyles et al., 1987) viser at
den dominante kornstørrelsen i supraglasiale innsjøavsetninger varierer med distanse fra
sediment influx-punktet. Dette fører til en vertikal forfiningssekvens, fra stratifisert diamikt til
rytmiske laminerte/lagdelte sedimenter, noe som reflekterer en kontinuerlig tilbaketrekking av
isen fra bassenget underveis (Benn & Evans, 2010).
I proksimale glasilakustrine avsetningsmiljøer er prosesser relatert til kutt- og
innfyllingssekvenser meget vanlige, noe som indikerer undervannsviftedannelse og
migrasjon, massestrømmer, og delta-progradasjon (Figur 18) (Benn & Evans, 2010).
Supraglasiale innsjø-innfyllinger dominert av myksediment-deformasjon og vannrømnings
strukturer forårsaket av kontinuerlig utsmelting av underliggende is (downwasting) og
isvegger (backwasting), kjennetegner supraglasiale lakustrine sedimentasjonsmiljøer (Benn &
Figur 19: Smelteprosesser av dødis (Schomacker & Benediktsson, 2018,
modifisert etter Kjær, K.H., Krüger, J., 2001 og Schomacker, A., 2008
).
D = vertikal smelting, downwasting.
B = lateral smelting, backwasting.
I permafrostområder forekommer ikke bunnsmelting.
36
Evans, 2010). Smelteprosesser
relatert til dødis (Figur 19) er altså
viktig for utvikling av supraglasiale
innsjøer.
Canada
Morfologiske eksempler fra Canada
(f.eks. Nicholas Eyles et al., 2003)
viser at der supraglasiale innsjø-
innfyllinger dannes langs
tilbaketrekkende ismarginer dannes
det belter i terrenget (Benn &
Evans, 2010), noe som minner om
Lainiobuen (Kap. 2.2.3). Når
innsjøene er aktive kan de kjennes
igjen som vannfylte depresjoner
(Benn & Evans, 2010; Nicholas
Eyles et al., 2003).
New Zealand
Mager og Fitzsimons (2007) viser et
eksempel fra New Zealand hvor
supraglasiale innsjøer utviklet seg
langs ismarginen etter hvert som
Tasman-breen trakk seg tilbake i et
område med høye erosjonsrater
(Figur 20). Et brefremvelling
(glacial surge) dannet randmorene
hvor vannet ble fanget mellom isen
og Mt John Moraine (a).
Supraglasiale dammer (evt. små
isvegginnsjøer) utviklet seg etter hvert til supraglasiale innsjøer som raskt fyltes opp av
sedimenter (b - c). Videre utvidelse av innsjø(ene) ved kalving og backwasting resulterte i en
proglasial isdemt sjø, Lake Pukaki (d - e).
Figur 20: Dannelsen av Lake Pukaki pga. deglasiasjon av Tasman
(den største) isbreen i New Zealand (
Mager & Fitzsimons, 2007
).
Supraglasiale dammer utvidet til supragrasiale innsjøer som
utvidet seg til Lake Pukaki pga. innesperrret vann mellom ismargin
og Mt John Moraine.
37
Lake Emmy
Benn og Evans (2010, s. 503) skriver at kettle holes kan utvikle seg til ice-walled-lake plains
og henviser til Schomacker og Kjær (2008) som et eksempel. Men Kettle holes dannes av
nedgravde isblokker hvor miljøet er dominert av materiale, mens ssvegginnsjøer dannes hvor
miljøet domineres av is. Det anses dermed lite sannsynlig at kettle holes kan utvikle seg til
isvegginnsjøsletter. Kettle holes i overnevnte sammenheng har altså trolig en annen betydning
enn grytehull eller dødisgroper (Sigmond, Bryhni & Jorde, 2013, s. 137).
Schomacker og Kjær (2008) omhandler et moderne dødisterreng dominert av kontrollert
morene (controlled moraines) og en aktiv bredemt og isvegget innsjø kalt Lake Emmy (Figur
21). I ytre forefield av Holmströmbreen opptrer kamer (breelvmateriale-platå) som trolig ble
dannet/avsatt i mindre supraglasiale innsjøer da vannstanden var høyere (Figur 21). Pga.
dødis-smelting (backwasting og downwasting) er det utviklet et landskap av isvegginnsjøer og
bredemte innsjøer (Figur 21). Schomacker og Kjær (2008) konkluderte med at dødis smelter
til tross for tilstedeværelse av permafrost hvor massebevegelser sørger for at materialdekket
ikke bygges opp i tykkelse.
Nedsmelting av dødis forårsaker eksponentiell utvidelse av Lake Emmy. Lake Emmy og Lake
Pukaki antyder en dynamisk utvikling og utbredelse av glasiale sjøer. Angående Lake Emmy
og Holmströmbreen var avsetningsmiljøet trolig gunstig for dannelse av kamer og
dødisgroper i første fase etter brefremvelling hvor miljøet var dominert av materiale pga.
brefremvellingen. Et miljø som fremmet isvegginnsjøer og bredemte innsjø(er) overtok ved et
senere deglasiasjons-stadium hvor det ismarginale miljøet var dominert av ismasser
sammenlignet med mengde materiale (Kap. 2.3.3.1).
2.3.4 Supraglasiale Landformer - Topografisk inversjon
Supraglasial dannelse av haugmorener anses som en suksessiv utvikling gjennom (ofte flere)
topografiske inversjonsfaser ved downwasting og backwasting av dødis (Benn & Evans,
2010). Innesluttet ismasse utsettes for økende smelting ettersom materiale transporteres og re-
sedimenteres av englasiale og supraglasiale dreneringssystemer og massebevegelser
(Gustavson & Boothroyd, 1987). Forsenkninger erstattes med tidligere topografiske høyder
og motsatt ettersom nedsmeltingen når siste fase (Figur 22). Haugmorenetopografi
gjenstående etter nedsmelting av ismasser er et resultat av omfattende bearbeiding av
supraglasialt materiale (Benn & Evans, 2010).
38
Figur 21: Kartlegging av landformer ved Lake Emmy og Holmströmbreen (Schomacker & Kjær, 2008, Fig. 2) -
et ismarginalt passivt supraglasialt terreng i en ung til moden dødisfase på Spitsbergen, Svalbard.
Merk randmorene (push-moraine), kamer, dødisgroper, massestrømming, breelver, esker, supraglasiale
innsjøer, og platåer sentralt og mot Holmströmbreen i Lake Emmy.
39
Figur 22: Ismarginalt supraglasial landskapsformasjon (A - E) (Schomacker & Benediktsson, 2018, etter
Krüger, J., Kjær, K.H., Schomacker, A., 2010, som sitert i Schomacker & Benediktson, 2018
).
A) Aktivt supraglasialt miljø. Fremrykk (re-advance) eller brefremvelling (surge) og dannelse av
randmorene. B) Passivt supraglasialt miljø. Ung dødisfase. Omfattende backwasting. Dannelse av
supraglasiale innsjøer. C) Moden dødisfase. Sinkholes, bratte isskråninger, dødishauger. D) Gammel
dødisfase. Kontrollert morene. E) Dødislandskap dominert av glasiale, glasilakustrine og glasifluviale
landformer.
40
2.3.4.1 Morenebelter
Undersøkelser fra nordlige Canada (Dyke & Evans, 2003) og nordlige USA (Attig et al.,
1989; Clayton et al., 2001) beskriver en variert topografi påvirket av permafrost og
kontrollerte morener i lavlandsområder. Benn og Evans (2010) mener at overnevnte
lokaliteter beviser at haugmorener som utgjør morenebelter i terrenget dannes som et resultat
av utvikling og nedsmelting av kontrollerte morener, hvor kontrollerte morener ble dannet
trinnvis og sammenhengende pga. kalde tilbaketrekkende istunger (ismarginer) i
permafrostområder (Figur 23).
Sonering av landformer
Dannelsen av landformer (haugmorener, drumliner, spylerenner) ble assosiert med et
soneringsmønster relatert til dynamikken av permafrost i nordlige USA av Attig et al. (1989)
og Clayton et al. (2001) (Figur 24), og av Dyke og Evans (2003) i Canada (Figur 25).
Figur 23: Supraglasial haugmorenedannelse og isvegginnsjødannelse ved tilbaketrekkende istunger i et
permafrostområde relatert til kontrollerte morener (
Clayton, Attig & Mickelson, 2001).
A) Tidlig postglasialt landskap med isvegginnsjøer og kontrollerte (iskjerne) morener.
B) Dagens situasjon i vestlige Harrison Hills i nordlige Wisconsin. Stiplet linje viser grunnvannsnivået.
Isvegginnsjøsletter (ice-walled-lake plains) minner om veikimorener (Kap.
2.2).
41
Hvilke landformer som dannes, dominerende sedimentære prosesser, sedimentær fordeling
relativt til isdekket (sub-, en-, supra- glasialt), og mengden materiale tilgjengelig ved istunger
Figur 24: Eksempel fra Wisconsin på sonering av landformer dannet ved tilbaketrekning og smelting av
issnuter eller istunger i et permafrostdominert område (
Attig, Mickelson & Clayton, 1989).
Rekonstruksjon av istunger illustreres i delfiguren nede til venstre, og kan assosieres visuelt til
drumlinforekomstene i hovedfiguren.
Figur 25: Eksempel fra Nord-Canada på sonering av landformer relatert til vekslende termodynamisk regime i
kontakt med permafrost områder (
Dyke & Evans, 2003).
42
(ismarginal) påvirkes av det termodynamiske regimet til isdekket (kaldbasis eller varmbasis
is) (Benn & Evans, 2010; Clayton et al., 2001). Permafrost påvirker temperaturregimet til
isdekker/isbreer og kan trigge vekslinger mellom kalde breer og varme breer (Attig et al.,
1989; Clayton et al., 2001; Dyke & Evans, 2003). Tilbaketrekkende istunger undergår ofte et
skifte fra varme subglasiale forhold (varm isbre) til kalde subglasiale forhold (kald isbre) ved
kontakt med permafrost (Benn & Evans, 2010; Clayton et al., 2001). Dette forårsaker
sonering av landformer hvor haugmorener oftest forekommer i overgangssonen (Figur 24,
Figur 25). Haugmorenebelter eller veikimorenebelter kan altså indikere tilstedeværelse av
permafrost og overgang fra kaldt til varmt termoregime av isdekket. Dermed kan
veikimorenebeltene (Kap. 2.2.3) være en østlig grense for tempererte isbunnsforhold under
tidlig eller midt weichsel (Kap. 2.1.3).
Landformer dannet av kontrollert morene
Ifølge Benn og Evans (2010) kan lineariteten som kjennetegner kontrollerte morener etter
nedsmelting av intern og omkringliggende is bare antydes fra et fugleperspektiv. Ved bruk av
f.eks. høydemodeller eller ortofoto kan lineariteten identifiseres i form av haugmorener eller
isvegginnsjøsletter som utgjør storskala bueformede morenebelter (Benn & Evans, 2010), slik
som veikimorenebeltene (Figur 13).
Kontrollerte morener i permafrostområder eller nylige deglasierte områder vil ofte fremdeles
være iskjernet etter avsetning. Dermed vil lineariteten være tydeligere sammenlignet med
områder uten permafrost hvor innesluttet eller omkringliggende is smelter relativt raskt (Benn
& Evans, 2010). Etter hvert som permafrost avhører, kan innesluttet ismasse smelte og danne
ulike landformer (haugmorene, dødisgroper, kamer, isvegginnsjøsletter) i dødislandskapet.
2.3.4.2 Sirkulære moreneformer (SMF)
Sirkulære moreneformer (circular moraine features, forkortes til SMF) er en haugmorenetype
som kan minne om veikimorener. Avsetningene beskrives morfologisk som kantrygger (rim
ridges), smultringer (doughnuts) eller ringformer (ring forms) (Benn & Evans, 2010; Johnson
& Clayton, 2003; Parizek, 1969).
Johnson og Clayton (2003) tolker haugmorenelandskap først og fremst som supraglasiale
avsetninger, men utelukker ikke muligheten for subglasial påvirkning eller dannelse. Det ble
også foreslått tre dannelsesforløp for SMF (ringformer) (Figur 26). I noen tilfeller inneholder
SMF lakustrine avsetninger og kan relateres til periglasiale (ismarginale) områder og
prosesser (Johnson & Clayton, 2003).
43
Basert på en høylandslokalitet i Finnmark foreslo Ebert og Kleman (2004) en englasial teori.
SMF ble klassifisert som ringer, hauger eller flak basert på plassering av materialet i forhold
til isoverflaten ved tidspunktet nedsmeltingen startet (Figur 27). Dannelsen av SFM ble
relatert til englasiale materialkonsentrasjoner i overgangssoner mellom kald- og temperert
isbunn, eller hvor kalde og tempererte isbunnforhold skjedde samstundes. Dette skjer f.eks.
når varme dal- eller fjordisbreer tvinges over høylandsflater hvor det originalt var kalde
bunnforhold (Benn & Evans, 2010; Ebert & Kleman, 2004).
SMF har enten ett eller ingen sett kantrygger og kan relateres til puljumorene (Figur 28).
Lagerbäck (1988) og C. Hättestrand (1998) tolket puljumorene som en mindre versjon av
veikimorene og dermed som en nordlig ekstensjon av veikimorener.
Figur 26: Dannelsesforløp av SMF.
(A) Supraglasial dannelse ved isolert is (kontrollert morene), (B) Supraglasial
dannelse ved innfylling av synkehull eller vertikale sjakter i isen (moulins), (C)
Subglasial skvis dannelse. Figur av Johnson og Clayton (2003).
44
Figur 27: Englasial dannelse av SMF ifølge Ebert og Kleman (2004).
Morfologien til SMF-landformene som dannes avhenger av den interne posisjonen til
materialet i forhold til isoverflaten.
Figur 28: Bilde av puljumorene tatt av Lagerbäck (1988) lokalisert ca. 100 km nord for Kiruna.
Landformen er ca. 100 m i diameter, og morfologien kan ligne SMF-beskrivelsene av Ebert og Kleman
(2004)
og Johnson og Clayton (2003), spesielt ringform eller flak SMF-typen (Figur 27).
45
2.3.4.3 Kame og grytehulltopografi
Grytehull eller dødisgroper (kettle holes) dannes når isblokker begraves av sedimenter og
isoleres i et supraglasialt dødisterreng. Når isblokker smelter dannes fordypninger i
landskapet (Benn & Evans, 2010). Hvis dødisgroper fylles med vann kalles de for
grytehullinnsjøer (kettle lakes).
Disse landformene dannes altså også av en topografisk inversjonsprosess, men i motsatt
karakter av supraglasiale innsjøer og moreneplatåer. Hvis isblokker blir begravd og isolert
over et større areal vil landsystemet som formes ved nedsmelting være kame og grytehull
topografi (kame and kettlehole topography) (Benn & Evans, 2010), - hvor kamer i den
sammenheng betegnes som området omkring grytehullene representativt av positive
topografiske levninger ifølge Benn og Evans (2010). Kamer kan også være en betegnelse på
hauger dannet ved avsetning av breelvmateriale i f.eks. glasiale innjsøer.
Kame and kettlehole topography kan minne om veikimorene-landskapet, men dannes hvor det
er relativt store mengder sedimenter sammenlignet med mengde ismasser.
2.3.4.4 Isvegginnsjøer og isvegginnsjøsletter
Ablasjon og smelting av kontrollerte morener før og etter avsetning kan føre til forstyrrelser
og bevegelser av sedimentene (Benn & Evans, 2010). Deformasjon av sedimenter kan videre
føre til mer intens smelting av stagnert is, spesielt i en supraglasial innsjø. Det kan skje i form
av sedimentmettede understrømmer i innsjøen (Chikita, Jha & Yamada, 2001). Dynamisk
utvikling og utvidelse av supraglasiale innsjøer over tid kan dermed forventes (Benn &
Evans, 2010; Schomacker & Kjær, 2008). Ablasjon og smelting av kontrollert morene kan
føre til deformasjon av sedimenter. Slike forstyrrelser og bevegelser av løsmasse kan resultere
i økt smelterate av stagnert is. Lateral smelting, backwasting, av isvegger i supraglasiale
lakustrine miljøer kan sådan føre til lateral utvidelse av innsjøer
I et deglasiert dødisterreng fremstår landformer som irregulære sirkelformete platåer som
inneholder rytmisk lagdelte finkornete sedimenter samt iskontaktdeltaer (Clayton et al.,
2008). I tillegg ser de ut til å være beslektet med andre supraglasiale landformer som f.eks.
SMF og haugmorenelandskap generelt (Johnson & Clayton, 2003).
Johnson og Clayton (2003) sammenlignet isvegginnsjøsletter fra New Zealand, Nord-
Amerika, Danmark, og Sverige for å klassifisere dimensjoner til isvegginnsjøsletter.
Resultatet var et areal på 0,1 - 30 km2 av landformene, et relieff på 2 - 60 m, og opp til 50 m
tykkelse av lakustrine avsetninger (Benn & Evans, 2010).
46
Kantrygger nevnes av Benn og Evans (2010) som antyder en dimensjon på 3 10 m høyde
over platånivå, samt glasifluviale- og/eller massebevegelsesavsetninger flettet sammen med
lakustrine sedimenter (Figur 29). Kantrygger er trolig et produkt av massestrømninger
nedover isskråninger som omringet innsjøene (Benn & Evans, 2010), og/eller et produkt av
utbygging av iskontaktdelta (Figur 30) (Clayton et al., 2008). Fremhevelse av kantryggene
kan være pga. forsenkning av platået eller innsjøen ved smelting av underliggende is. Dette
kan observeres som kollaps eller deformasjon av moreneplatå-avsetningene, noe de fleste ikke
gjør (Benn & Evans, 2010).
Clayton og Cherry (1967) kom fram til to modeller for dannelsen av innsjøsletter; ustabile og
stabile innsjøsletter. Modellen baseres på tykkelsen av supraglasialt materialdekke. Ustabile
innsjøsletter dannes ved tynne materialdekker og danner landformer med kantrygger og lavt
relieff mens stabile innsjøsletter dannes ved tykt materialdekke og danner landformer uten
kantrygger, men med høyere relieff (Figur 31).
Figur 29: Illustrasjon av massebevegelsesprosesser i en supraglasial innsjø.
Mindre supraglasiale fordypninger kan kollapse og etter hvert blir en del av den større innsjøen (
Shaw, J.,
1988, referert i Brodzikowski & Van Loon, 1990
).
47
Figur 30: Dannelse av iskontakt delta i en supraglasial innsjø hvor passiv og aktiv is møter hverandre.
Modifisert av
Brodzikowski og Van Loon (1990), originalt fra
Shaw, J. and Archer, J., 1979, referert i Brodzikowski
og Van Loon (1990)
.
Figur 31: Isvegginnsjøer dannet i et ustabilt miljø (A, B), og et stabilt miljø (C, D) av Clayton og Cherry (1967).
48
3 Lainiobuen lokalitetsbeskrivelser
Studieområdet omfatter
et ca. 20 x 50 km stort
areal i den nord-østlige
delen av Sverige, i
Norrbotten fylke, hvor
store deler av Lainiobuen
inngår i arealet (Figur
32). Hovedfokuset er
Lainiobuen og tilhørende
veikimorener, hvor
relaterte landformer også
blir bemerket. På grunn
av omfattende areal er et
mindre lokalt område i
Pajala kommune, i
nærheten av tettstedene
Kangos og Junosuando,
plukket ut til feltarbeidet.
Dette kapitlet vil dermed
omhandle beskrivelser og geologisk bakgrunn relatert til studieområdet nevnt ovenfor, blant
annet berggrunn, jordarter, terreng og topografi.
3.1 Svekkokarelsk berggrunn
Den proterozoiske berggrunnen, som dagens landskap hviler på, tilhører den svekkokarelske
tektoniske enheten (orogenesen) av det baltiske skjoldet (SGU, 2020a). I feltområdet
domineres denne enheten helt (mørk nyanse) eller delvis (lys nyanse) av sur intrusivbergart
(Figur 33). Det er moderate forekomster av ultrabasisk, basisk og intermediær intrusivbergart,
spesielt ved Kangos (Figur 33). Sedimentære og vulkanske bergarter forekommer i mindre
grad, samt sjeldne forekomster av metalliske mineraler (Figur 33). Av strukturgeologiske
karakteristikker virker berggrunnen å være relatert til et forkastingskompleks (Figur 33).
Figur 32: Veikimoreneutbredelse kartlagt av C. Hättestrand (1998) (Figur 12)
i Nord-Sverige hvor det markerte arealet ved Lainiobuen representerer
lokalitetsområdet.
Modifisert fra
M. Hättestrand (2008).
49
Figur 33: Berggrunn- og strukturkart rundt Kangos og Junosuando i Pajala kommune, Norrbotten län i
Nord-Sverige.
Kartet er generert og modifisert fra
SGU (2020b). Fargenyansene for grønt og orange representerer
aldersforskjeller hvor mørkere farge er eldre.
50
Figur 34: Jordartskart rundt Kangos og Junosuando i Pajala kommune, Norrbotten län i Nord-
Sverige.
Kartet er generert og modifisert fra SGU (2020b)
51
3.2 Kvartære jordarter
Jordartslagene overligger den proterozoiske berggrunnen med noen få unntak (Figur 34). De
dominerende jordartstypene er torv, morene og glasifluviale avsetninger (Figur 34).
«Moränbacklandskap, kullig morän» polygonet i Figur 34 representerer Lainiobuen og
kommer godt fram i kartbildet.
3.3 Moderne landskap preget av siste istid
Landskapet som står igjen i dag gjenspeiler trolig en innlandsis fra siste istid med et uvanlig
sett av egenskaper (Hoppe, 1952). Morener og glasifluviale (isranddelta, breelvavsetninger)
avsetninger forekommer i bestemte mønster i et våtmarksområde dominert av torv (Figur 34).
Torv er typisk i vannmettede utmarksområder hvor organisk materiale fortorves pga.
mangelen på oksygen som fører til en anaerob nedbrytnings prosess (SNL, 2019). Torv
dannes ofte i postglasierte områder hvor morene hindrer eller minsker drenering av
jordsmonnet. I dette tilfellet har torvdannelse trolig tatt sted over flere tusen år etter
tilbaketrekking av isdekket som etter hvert har utviklet seg til myrområder (G. Lundqvist,
1943). Tidligere dødisgroper eller forsenkninger er trolig i dag fylt med vann og fremstår som
innsjøer. Veikimorener (topografiske høyder) er hovedsakelig dekket av skog, og
flatområdene er dekket av myr- og våtmarksområder (Figur 35).
Figur 35: Dronebilde fra Kortejärvi-lokaliteten i Kangos området, Pajala kommune. Merk mennesket som skala.
07.10.2019 ©Amanda Karlsen.
52
Figur 36: Topografisk kart over deler av Lainiobuen og nærliggende områder. Kartet er generert i ArcGIS Pro med
datamateriale fra Lantmäteriet.
53
3.4 Topografi og morfologi
På topografiske kart er landformer mer tydelig og fremtredende siden vegetasjon ikke blir tatt
hensyn til sammenlignet med flyfoto, ortofoto og i felt (Figur 36). Kantryggene til
veikimorenen kalt Kortejärvi (Figur 35) er f.eks. lettere å se i kartbildet (Figur 36). Dermed
vil ArcGIS Pro og høydedata være essensielle når det kommer til morfologiske undersøkelser
av området.
54
4 Metoder - ArcGIS, GPR-profiler og feltarbeid
I dette kapitlet gjennomgås metodene som ble brukt i oppgaven og kort teori for hver metode.
Kapitlet deles i tre deler: feltarbeid i Kangos og Junosuando området, kartlegging i ArcGIS og
analyse av GPR-profiler.
4.1 Feltarbeid
Før snøen la seg permanent på bakken høsten 2019 ble det utført en tre dagers felttur i
Kangos-området i nordøst i Sverige, ikke langt fra grensen til Finland. Feltområdet var
lokalisert vest for oppholdsområdet Pinetree Lodge (Särkimukka 27, 980 63 Kangos).
Originalt skulle et større område undersøkes, men på grunn av fremkomst- og
tidsbegrensinger ble det avgjort at vi skulle fokusere på veikimorener i lavlandsområdet langs
skogsveien vest for Kangos.
En av dagene ble brukt på lokalisering av terminalmorener, en indikator på grensen mellom
veikimorener og en jevnere drumlinisert topografi, for sammenligning mellom de geologiske
enhetene. Det viste seg å være relativt utfordrende i felt pga. dårlig framkommelighet og sikt.
Langs samme skogsvei som Kortejärvi veikimorenen, omtalt i Lindqvist (2020), ble fem
veikimorener undersøkt i mer detalj. Veikimorenene fikk stedegne navn relatert til nærmeste
geografiske innsjø (fra sør til nord); Heinävumanjärvi, Raakejärvet, Kortejärvi, Sotkajärvi, og
Saarijärvi (Lantmäteriet, 2020). Veikimorener undersøkt i sammenheng med feltarbeidet
utført i 2012, ledet av Helena Alexanderson, hadde allerede blitt navngitt. Siste feltlokalitet
var ikke en veikimorene og ble navngitt etter nærmeste tettsted; Tornefors-
randmoreneryggen. Underveis ble det gjort forsøk på sedimentologiske
overflateundersøkelser lokalt på veikimorenene med bruk av spade. Blotninger forårsaket av
skogsveien ble også undersøkt.
I hovedsak var det ground trouthing som var målet. Ved å observere virkeligheten får å oppnå
bedre forståelse med remote sensing (fjernanalyse) metoder. Mange fotografier med både
systemkamera, mobil og GoPro-kamera ble tatt, samt et forsøk på videoopptak med drone.
Manøvrering av drone var utfordrende på grunn av mye vind og dronen var av relativt lav
kvalitet. Videoene som ble tatt ble derfor orientert i hovedsakelig en retning, mot vinden. Et
stillbilde fra videoen er tatt med i neste kapittel.
55
4.2 Kartlegging i ArcGIS Pro
Geografiske informasjonssystemer, integrerte datasett, geomorfologisk kartlegging og GIS-
programmet ArcGIS Pro gjennomgås i dette delkapitlet.
4.2.1 Geografiske informasjonssystemer (GIS)
GIS kan ansees som et verktøy og en egen vitenskap hvor kombinasjonen av geografiske data,
menneskelig kunnskap og erfaring, kartsystemer og metoder muliggjør innsamling av data,
bearbeiding, analysering og dermed en formidling av den geologiske verden rundt oss
(Grinderud & Haavik-Nilsen, 2016). Det er mange ulike fagområder aktuelle for bruken av
GIS. De største utfordringene er kjennskap og kvalitet til datagrunnlaget samt kartografisk
kommunikasjon (Grinderud & Haavik-Nilsen, 2016).
4.2.2 Datasett fra Lantmäteriet
Datagrunnlaget brukt i ArcGIS Pro innebærer stedsnavn, veidata, ortofoto og LiDAR-
høydedata, altså basis geodata i kombinasjon med geologiske (tematiske) data som løsmasse-
og berggrunnskart.
Datasett tilgjengeliggjort av Lantmäteriet for dette studiet: 1) GSD-Höjddata 2m, 2)
Vägkartan vektor, 3) Ortofoto RGB 0,25, 4) SGU geodata Jordart_250k_vektor, 5) SGU
JorddjupRaster, 6) SGU Berggrund_50-250k_vektor, og 7) SGU Berggrund_1m_vektor.
4.2.2.1 Et datasett for detaljer
LiDAR-data kan også kalles laserkartlegging som danner et datasett med høy punkttetthet
hvor hvert punkt i datasettet har en høydeverdi og et koordinatpar (Grinderud & Haavik-
Nilsen, 2016). Sverige startet med innsamlingen av LiDAR data i 2009 og var nesten helt
ferdig i 2015 (Johnson, Fredin, Ojala & Peterson, 2015). Høydedatasettet (2m) i dette tilfellet
ansees som LiDAR data og gir dermed mye bedre visuell nøyaktighet hvor mindre landformer
kommer tydeligere fram i terrenget i forhold til flyfoto, satellittbilder eller ortofoto. Den
største fordelen er at skyer, skog og vegetasjon ikke vil være et hinder eller utfordring med
remote sensing metoder, spesielt i forhold til ortofoto og flyfoto hvor skogtette områder kan
være umulig å kartlegge (Johnson et al., 2015). I tillegg er LiDAR DEM (digital elevation
model) datasettet forbedret med hillshading, generert i ArcGIS Pro, som gir sollys og skygge
over kartbildet og egner seg godt for raskere visualisering og tolkninger av geomorfologiske
elementer og landformer (Johnson et al., 2015).
56
4.2.3 Geomorfologisk kartlegging
En erkjent metode for undersøkelser av geologisk landskapsutvikling er geomorfologisk
kartlegging ved bruk av remote sensing og GIS. Utviklingen av høykvalitetsdatasett ved bruk
av moderne metoder og utstyr som LiDAR og UAV (unmanned aerial vehcile), samt lettere
tilgang til data, danner en grunnmur for denne typen metoder hvor tradisjonell felt «bare»
forekommer hvor ground truthing er nødvendig basert på fjernkartlegging (Chandler et al.,
2018).
For å oppnå et best mulig resultat er det viktig med kombinasjon av flere datasett, multi-proxy
tilnærminger, samt flere workflows ved kartlegging. Glasiale geomorfologiske
kartleggingsmetoder deles inn i to hovedarbeidsstrømmer hvor enten fjernkartlegging eller
feltkartlegging vektlegges mest, som igjen baserer seg på hvilken type geologisk område som
skal kartlegges. I dette studiet er det snakk om kartlegging av geomorfologiske avtrykk fra et
isdekke, hvor Chandler et al. (2018) anbefaler fokus på remote sensing med noe ground
truthing (feltsjekking).
Geomorfologiske kart gir ofte et grunnlag for ulike paleoglasiologiske og prosessorienterte
studier, hvor to av de typene studier som Chandler et al. (2018) skriver om er relevante for
dette studiet: 1) kvantitativ undersøkelse av landformmønstre eller karakteristikk for
forståelse rundt evolusjon og dannelse, 2) innblikk i isdynamikk i forhold til varmeregime,
tilbaketrekning eller fremrykk, strømningsmønster, og strømningshastighet.
Lainiobuen ble kartlagt for å oppnå en oversikt over morfologiske fordelingsmønstre av
essensielle elementer relatert til veikimorener, hvor tre mindre arealer fordelt langs
Lainiobuen ble plukket ut for mer detaljert kartlegging. Områdene ble valgt basert på flere
faktorer, blant annet C. Hättestrand (1998) sin klassifikasjon av høylands- og lavlands
veikimorener. En lokalitet er et høylandsområde, og to er lavlandsområder. Det sentrale
området er fra feltområdet (Kap. 5.1) mens det tredje ble valgt lengre sør basert på
tilstedeværelse av randmorener.
Platå, kantrygger og ekstra ryggsett er morfologiske elementer regnet å være essensielle for
veikimorener. Flate forhøyninger relativt til omkringliggende terreng med assosierte
skråninger eller rygger i ytterkant er identifisert som platåer. En relasjon til platåer er et krav
for kantrygger, og er kartlagt med linjer langs en identifiserbar kam. Kantrygger klassifiseres
innen to grupper; <5 m over bakkenivå og >5 m over bakkenivå. Identifisering av ekstra
kantryggsett krever tilstedeværelse av et platå og et sett med kantrygger av sterkere relieff,
57
hvor ekstra kantrygger/kantryggsett hovedsakelig forekommer i ytterkant. I tilfeller hvor to
sett med kantrygger identifiseres i forbindelse med et platå og det innerste settet har et lavere
relieff, markeres kantryggen med lavest relieff som ekstra ryggsett.
Underveis ble kantryggbrudd markert; skarpe brudd eller åpninger i kantrygger på ca. 5 50
m i bredde. I mange tilfeller kunne slike brudd relateres til et kryssende inaktivt elveleie hvor
elvevoller og elveleier kom fram i kartbildet. Etter antydningen om en relasjon mellom
kantryggbrudd og inaktive elveleier, ble inaktive elveleier kartlagt ved identifisering av
avsetningsformer relatert til elveløp som elvevoller, elveleier og elvenedskjæringer.
Avrundede rygger på ca. 70 200 m i bredde langs østre oppholdslinje av veikimorene-
landskapet ble kartlagt som randmorene, og kryssjekket med kartdatabasen fra SGU (Figur
34). Sirkulære nedsenkninger på noen meter dybde og 50 150 m i diameter ble kartlagt som
groper. Vannoverflater, veier og hydrografi (vattendrag) er integrert fra Vägkartan vektor
fra Lantmäteriet (Kap. 4.2.2). Vannoverflater lokalisert på platåområder anses som
platåinnsjøer. Vannoverflater lokalisert i omkringliggende terreng (ikke på platåområder)
anses som innsjøer. Drumliner, isälvsränna, räfflad morän, israndbildning, isälvsavlagring,
isälvseroderat område og moränbacklandskap kullig morän fra SGUs Jordartskarta 1:250
000 er integrert i kartleggingen (Figur 34, Kap. 4.2.2). Storskala landformer som drumliner og
randmorener i jordartskartene fra SGU stemmer overens med observasjoner i LiDAR
datasettet, men dette er ikke tilfellet for mindre landformer som veikimorener. Kartleggingen
er trolig gjort før tilgangen til LiDAR slik at mindre landformer ikke kunne kartlegges like
nøyaktig.
Feltområdet lokalisert ca. i midten av Lainiobuen ble kartlagt først, etterpå sørlige deler, og til
sist de nordlige områdene av Lainiobuen. Arbeidet foregikk i to omganger hvor kantrygger og
platåer ble kartlagt først i form av linjer og polygoner på bakgrunn av egen genererte
hillshades og LiDAR høydemodellen og jordartsdatabasen fra SGU. Doble eller ekstra
kantrygger og kantryggbrudd ble markert underveis. I andre fase ble inaktive elveløp kartlagt
i utvalgte områder hvor hydrologi og vannoverflater fra Lantmäteriet var aktivert. Andre fase
av kartleggingen ble planlagt underveis da et mulig forhold mellom veikimorener og elveløp
ble oppdaget underveis.
58
4.2.4 ArcGIS Pro
Programmet ArcGIS Pro versjon 2.4 ble brukt for kartlegging og kartkonstruksjoner. ArcGIS
Pro er et 64-bits GIS program med et ribbon brukergrensesnitt (slik som Microsoft Word )
programmert av selskapet Esri, for å etterhvert erstatte deres eldre 32-bits versjon ArcMap
(McDonald, 2019). Bruken av programmet er dynamisk hvor brukergrensesnittet tilpasser seg
datasettet som jobbes med.
Create features funksjonen i programmet ble brukt til kartlegging direkte i kartbildet (map
project). Ved konstruksjon av sett med shape files (punkter, linjer og polygoner) ble det
dannet map layers. Opprettelse og sammensetning av flere layers i kartbildet danner til
sammen et produkt som kan kommunisere ønsket informasjonen grafisk via kartografi (Law
& Collins, 2019).
Layout er en type project i programmet brukt for å produsere selve kartene. Via insert tabben
kan man legge inn en eller flere map frames. Ved å høyreklikke på en map frame i contents
pane og så activate vil kartbildet aktiveres og man kan navigere til den delen av kartbildet
man ønsker (Rock & Malhoski, 2018).
I Figur 37 vises basis kartet som ble jobbet med i oppgaven. Det er sammensatt av tre layers:
LiDAR datasettet fra Lantmäteriet med topografisk symbolikk illustrert via farger, og to sett
med svart-hvite hillshades under. Hillshades er generert i ArcGIS Pro med bruk av hillshade-
funksjonen, som er en del av 3D Analyst Tools (dellisens), og LiDAR datasettet.
For å danne layers det først opprettes en geodatabase (.gdb) i catalog pane (Figur 37).
Shape files genereres i geodatabasen for hvert sett elementer som skal kartlegges, og kan
gruperes i feature datasets hvis ønskelig (f.eks. FieldTrip under Veiki Moraines.gdb
databasen i catalog pane, Figur 37). Ved å integrere shape files fra geodatabasen i et Map
project fremstår de som layers under contents pane. For å starte selve kartleggingen brukes
create features under edit tab. Create features pane lister alle redigerbare layers for
kartprosjektet som templates. For å generere features må en template markeres før det kan
opprettes objects i kartbildet. For modifisering av symbolikken til layers i contents pane
brukes symbology pane. Man kan selv bestemme hvilke submenyer (panes) som skal være lett
tilgjengelig i programbildet.
59
Figur 37: Skjermbilde av ArcGIS Pro ©Esri.
Til venstre er Contents pane, til høyre er Catalog pane. Øverst er hovedmenyene (brukergrensesnitt) kalt tabs og
består av map, insert, analysis, view, edit, imagery, share og add-in. I midten er arbeidsversjonen av kartbildet
betegnet map-project i programmet.
60
Overnevnte beskrivelser er funksjoner og arbeidsflyt brukt innad i programmet under
kartleggingsprosessen. Figur 37 illustrerer et personlig oppsett av programmet ved
bakgrunnsfarge, plasseringer av menyer, tilpasset toolbars, submenyer (catalog, create
features, symbology), shape files og feature datasets i geodatabasen, layout projects, og
sortering av layers i contents pane. Tabs tilrettelagt for typer datasett er ikke synlig i Figur 37
da ingen layers er markert. Disse dynamiske brukergrensesnittene omhandler i hovedsak
oppsett, format, utseende og design av datasettene. Et eksempel er bruken av transparency
høydemodell datasettet slik av underliggende hillshade-layers gir effekt i kartbildet (Figur
37).
Kartografi og arbeid med Layout-prosjekter ble gjort helt til sist. Farger, størrelser og typer
symboler ble testet både ved liten og stor målestokk i kartbildet. Målet var at kartlagte
elementer skulle skille seg ut fra selve kartbildet. Mørkeblå symbologi for veikimorene
platåer ble valgt pga. dette, men også for å symbolisere at veikimorener på et stadium trolig
har vært supraglasiale innsjøer eller isvegginnsjøer. Blå fargetoner for morener er normen i
Sverige for kartlegging av morene avsetninger (Peterson & Smith, 2013). I Norge er normen å
bruke grønne farger for dette (Thoresen, 2013). Moreneplatåer derimot skiller seg ut fra andre
kartlagte morene avsetninger ved at de kartlegges med en gul farge i den geomorfologiske
databasen til Sverige (Peterson & Smith, 2013). Gul symbologi for veikimorener ble testet,
men var ikke visuelt eller grafisk gunstig i kartbildet. Det samme var tilfellet for grønnfarger
da store deler av kartbildet har ulike fargetoner av grønn.
Statistiske fordelinger av areal, omkrets og orientering ble gjort i ArcGIS pro ved å bruke
Calculate Geometry og Statistics på Attribute Fields til respektive Layer eller i Attribute
Table. Histogrammer genereres i programmet ved å bruke statistikkfunksjonen (Statistics).
For å kalkulere verdier for attributt-felter brukes «kalkuler geometri»-funksjonen (Calculate
Geometry). Hvilke egenskaper (Property) som kan kalkuleres ved bruk av Calculate
Geometry avhenger av objekttype. For polynomer kan f.eks. omkrets og areal kalkuleres, og
for linjer kan f.eks. orientering og lengde kalkuleres. For orientering brukes Line bearing som
geometrisk egenskap (Geometry Property). Kompassgrader for hver linje kalkuleres basert på
start- og sluttpunkt av linjen uansett form.
61
4.3 GPR-Profiler
GPR (Ground Penetrating Radar) er en terrestrisk geofysisk metode med de samme generelle
prinsippene som seismikk. Metoden krever ikke fysiske inngrep i naturen slik som ved f.eks.
borehull og utgravninger (Neal, 2004). Georadar (GPR) utnytter høyfrekvens
elektromagnetisk energi (i MHz frekvens-rekkevidden) for å gi en bedre oppløsning av den
øverste delen av jordskorpa med en maksimal penetreringsdybde på ca. 50 m (Neal, 2004).
Via prosessering av datasettet, hvor blant annet fjerning av støy og kalkulering fra «two-way
travel time» til meter under overflaten inngår, evt. til moh., sitter man igjen med topografisk
korrigerte profiler som vil være naturlig lettere å tolke.
Georadarprofiler ble tatt over ca. 10 landformer fra Lainiobuen i 2012 og utgjorde til sammen
et datasett på 31 GPR-linjer. Datasettet ble samlet inn i av Helena Alexanderson (Lunds
universitet), Leif Vidar Jakobsen (NMBU), Martina Hättestrand (Stockholms universitet), og
Clas Hättestrand (Stockholms universitet). Instrumentet som ble brukt var EKKO PRO GPR
produsert av Sensors and Software inc. og eid av Norges miljø- og biovitenskapelige
universitet på Ås.
Tabell 1: GPR-profiler
Programmet Ekko_Project V5 R3 av Sensors and Software inc. ble brukt for prosessering og
tolkning av seks GPR-profiler lokalisert i Lainiobuen (Tabell 1).
Et subprogram kalt LineView brukes for selve prosesseringen og analyse av GPR-profiler.
Hovedprogrammet gir hovedsakelig en oversikt av datasettet. I MapView er GPR-linjene
plassert i et xy-koordinatsystem relativt til hverandre, en forhåndsvisning av den uprosesserte
GPR profilen vises i Line Preview, og oversikt over datasettet med navn og mapper befinner
Linje
Navn
Frekvens (MHz)
Time Window (ns)
Lengde (m)
00
Kortejärvi
100
500
520
08
Rakejärvet
100
720
329
13
Rauvospakka
50
920
1064
22
Heinävumanjärvi
100
720
211
24
Niskajärvet
100
720
260
30
Palovaara
100
720
1147
62
seg under Project Explorer. Aquisition og layer view er programvinduer som viser detaljert
informasjon fra hver linje samt hva som illustreres i MapView av f.eks. tolkninger, flags, gps
punkter. Informasjon om hvert GPR-profil og hvilken GPR-maskin som ble brukt ble hentet
fra Aquisition programvinduet.
Profilene ble åpnet og prosessert en
om gangen i LineView. GPR-linjene
ble prosessert med background
substraction, dewow filter, time-zero
correction, og topographic
correction. Identifisering og
markering av refleksjoner ble gjort
etterpå med Interpretation funksjonen
i LineView. En samlet legende for alle
tolkninger gjort i LineView blir
automatisk generert i MapView. Den
genererte legenden hadde en tilfeldig
rekkefølge, og illustrasjonsmangler
hvor deler av symboler ikke var til
stede. Dermed ble den redigert og
tilrettelagt for hvert enkelt profil i programmet CoreDRAW. Rasterfiler for hver profil ble
generert ved bruk av Export funksjonen i LineView.
Ved identifisering av refleksjoner ble Neal (2004) sitt forslag til rekkefølge og bruk av
markeringer fulgt (Figur 38). Litologiske grenser ble identifisert først og markert som S(n),
men sedimentære facies ble markert som F(n) Neal (2004). Ved identifisering av begge typer
refleksjoner ble profilet analysert fra topp til bunn. Refleksjonene tolket som litologiske
grenser er markert S1, S2, S3, S4 osv., som vil si at S1 i utgangspunktet er relativt yngst, om
ikke annet øverst i lagrekken. Det samme systemet gjelder for facies refleksjoner markert med
F1, F2, F3 osv. isteden. Ved beskrivelser av refleksjoner ble det tatt utgangspunkt i Figur 39.
SEC2 gain filter i kombinasjon med wiggle trace shading gain og svart til hvit colouring vil
de sterkeste signalene i overflaten bli tydeligere og lettere å indentifisere. Denne
kombinasjonen av filter ble brukt til å identifisere de øverste grense refleksjonene. SEC2 gain
ble brukt til identifisering av utilities (antropogene objekter som rør og grøfter) i de øverste
lagrekkene. For de dypere delene ble AGC gain brukt som standard.
Figur 38: Forslag til merking av refleksjoner av GPR-profil av
Neal (2004)
63
Hastigheten for profilene, med unntak av Linje 24 Niskajärvet, har en velocity på 0.07 m/ns,
valgt på bakgrunn av hastighets analyser gjort for Kortejärvi (Lindqvist, 2020). Velocity
0.1 m/ns ble brukt basert på kjent hastighet for morene materiale (Neal, 2004, Table 2) og