miljolare.on logo miljolare.no logo  
  om nettverket | kontakt | A til Å | english
Du er her: Forsiden > Aktiviteter > Vannlandet Norge - breer, snø og is


Vannlandet Norge - breer, snø og is

BREER

Ikke all snøen smelter i høyfjellet i løpet av sommeren. Hvis det blir liggende snø på samme sted i flere år, vil den etter hvert omdannes til is. Slik dannes en bre. Norske breer er dannet etter siste istid, stort sett senere enn for 2500 år siden, og de fleste hadde maksimal utbredelse på midten av 1700-tallet. I perioden 1930-50 var det en kraftig tilbakegang.

Der topografien ligger til rette for det, er breene i stadig bevegelse nedover. Et sted på breen går en snøgrense som er noenlunde horisontal (firngrense). Ovenfor firngrensen legger breen stort sett på seg, nedenfor skjer det avsmelting.

På fastlands-Norge er det registrert 1624 breer som til sammen dekker et areal på 2595 km2. Vel 60 prosent av brearealet ligger i Sør-Norge. Alle de største breene i Norge er platåbreer med brearmer i forskjellige retninger. Andre breer karakteriseres som dalbreer eller botnbreer. Brebevegelsen er målt opptil to meter pr. døgn, men vanligvis er overflatehastigheten under 10 centimeter pr døgn. Når breen beveger seg, oppstår stadig sprekker. Disse kan bli flere meter brede og 20-30 meter dype.

Volumet av Norges breer beregnet til 270 km3 vann, som tilsvarer ca. 70 prosent av årlig middelavrenning fra hele landets overflate. Breene utgjør derfor en hydrologisk reserve i våre vassdrag.

Tabell 1
De største breene i Norge.

  Areal km2 Største høyde (m.o.h.) Minstehøyde (m.o.h.)
1. Jostedalsbreen 487 2000 350
2. Vestre Svartisen 221 1580 20
3. Søndre Folgefonna 168 1660 490
4. Østre Svartisen 148 1550 208
5. Blåmannsisen 87 1560 810
6. Hardangerjøkulen 73 1850 1050
7. Myklebustbreen 50 1830 890
8. Okstindbreen 46 1740 750
9. Øksfjordjøkelen 41 1170 330
10. Hardbardsbreen 36 1950 1250
11. Sàllajiekna 33 1680 830
12. Spørteggbreen 28 1750 1270
13. Nordre Folgefonna 26 1640 990
14. Giccecåkka 25 1500 870
15. Frostisen 25 1710 840

SNØ

Snø som nedbør dannes av ispartikler og underkjølte vannpartikler i skyene. De ørsmå ispartiklene vokser etter hvert til snøkrystaller av forskjellig form; runde korn, nåler eller stjerneformet. Snø på bakken (snødekke) er en blanding av snøkrystaller, luft og eventuelt fritt vann. De nyfalne snøkrystallene blir etter hvert til små korn og senere ganske grove begerkrystaller.

Fordi snøen inneholder mye luft, kan den ha stor isolerende evne. Dette er grunnen til at snøfri is vokser raskere enn snødekt is.

Snødekkets varighet avhenger av total snømengde, høyde over havet og breddegrad. I høyfjellet i Sør-Norge og i lavlandet i Finnmark legger snøen seg vanligvis i første del av oktober. Nær kysten starter varig snølegging et par måneder senere. Snøsmeltingen foregår stort sett i april og mai. I områdene som ligger høyest over havet, kan snødekket vare over 300 dager (Fanaråken).

Foruten den sammenpakking som skjer ved ren tyngdepåvirkning, kan et snødekke også sige ned en skråning. Fordi det snør under forskjellige værforhold og overflaten stadig utsettes for påvirkning fra været, vil det stadig være en lagdeling i snødekket. Denne lagdelingen gir ulike bindingskrefter mellom snølagene og mot bakken. Bindingen mot bakken kan bli mindre enn ellers i snøpakken. Når underlaget er bratt nok (2550°), kan hele eller deler av snødekke løsne og danne skred. Det som imidlertid er den hyppigste utløsende effekt for skred er stor nedbørmengde på kort tid.

Tabell 2
Antall dager i året med islegging i innsjøer og på elvestrekninger.

Innsjøer, område Delvis islagt Helt islagt
Kobbvatnet, Sørfold 187 166
Skardsvatnet, Misvœr 210 185
Unkervatnet, Vefsna 179 155
Myglevatnet, Åseral 165 140
Slidrefjorden, Valdres 168 155
Strondafjorden, Valdres 158 148
Krøderen, Hallingdal 150 140
Aursunden, Røros 200 185
Atnsjøen, Rondane 190 180
Lomnessjøen, Rendalen 175 165

Elvestrekninger, målested Delvis islagt Helt islagt
Altaelva, Stengelse 200 160
Beiarelva, Selfors 167 149
Saltelva, Russånes 183 115
Junkerelva, bielv Saltelva 205 190
Ranaelva, Krokstrand 189 140
Vefsna, Laneset 168 126
Svenningdalselva 151 108
Etna, Etnedal 170 -
Glomma, Elverum 172 152
Folla, Dølplass 180 158

IS

Store deler av året er lufttemperaturen her i landet så lav at vanntemperaturen i de fleste vassdragene og fjordene når frysepunktet. På innsjøer og stilleflytende elvestrekninger dannes ofte et isdekke av klar is, kravis. Dette vokser ved at vann fryser til fra undersiden, statisk islegging. I elver med større hastighet og turbulent strøm starter isleggingen i hele vannmassen, som ofte er underkjølt. Isen samler seg dels på stener på bunnen som bunnis, eller den flyter på overflaten som sarr. Dette kalles dynamisk islegging. Enkelte steder stopper noe av sarret opp og danner en isfront, og et isdekke vokser oppstrøms fra denne. Noen steder vokser bunnisen til isdammer, og hever vannstanden ovenfor. Her kan det da dannes et isdekke. Blir trykket på isdammen for stort, eller mildvær får den til å løsne, kan det starte en isgang. Vann og ismasser strømmer da nedover til et slakere parti i elva, der ismassene stopper opp. Ofte ledes da vannmassene utover elvebreddene.

Normalt starter isdannelsen i innlandet i oktober/november, og noe tidligere i høyfjellet enn i lavlandet. I lavlandet foregår isløsningen i april/mai, og i fjellet som regel i løpet av juni. Varigheten av isdekket kan variere fra få uker ute ved vestkysten til over 200 dager i høyere strøk i innlandet. Isen ligger lenger på innsjøer enn på elvestrekninger.

RENNENDE VANN

Hvor mye vann som til enhver tid passerer et bestemt sted i en elv (vassføring) avhenger av mange faktorer. Det viktigste er nedbørfeltets størrelse. Hovedsakelig er det langt mer nedbør langs kysten i vest enn i innlandet i øst. På Vestlandet har store områder et årsmiddel på 3000 mm, mens midlet er 250-300 mm i øvre Ottadalen og indre Finnmarksvidda. Rundt årsmidlene er det store, lokale variasjoner. Jo lenger ned i vassdraget en betrakter avløpet, jo mer vil tilrenningen bli forsinket i innsjøer, magasiner og myrer. Snødekket gir også en forsinkelse. I de større feltene utgjør vinternedbøren mellom halvparten og en fjerdedel av årsnedbøren.

I tillegg til den naturlige regulering som innsjøer og myrer forårsaker, er det store kunstige reguleringer ved oppdemming av kunstige magasiner. De første reguleringer skjedde til bruk for tømmerfløting, men det er nå historie. Videre er det magasiner for vannforsyning. Men de største magasinene her i landet er for bruk til vasskraftproduksjon. Magasinene er dannet for å holde tilbake hele eller deler av vårflommene og deler av sommernedbøren for å bruke vannet om vinteren.

Tabell 3
Norges vannrikeste vassdrag.

Avrenning i m3/s Nedbørfelt i km2 Middel Maksimal flom
Glomma 41 820 728 3 542
Drammenselva 17 096 326 2 300
Skiensvassdraget 10 767 287 1 800
Namsen 6 282 270 2 811
Ranaelva 3 857 220 1 600
Tana 16 386 187 3 500
Målselva 6 041 180 1 700
Pasvikelva 18 354 170 850
Vefsna 4 109 161 1 700
Otra 3 740 148 1 400

INNSJØER

På kart (i målestokk 1:50 000) er det registrert over 455 000 innsjøer i Norge. Av disse har knapt 400 en overflate større enn 5 km2. Samlet areal av alle innsjøene er beregnet til ca. 17 000 km2. Det totale volumet av alle innsjøene er anslått til 1200 km3. Gjennomsnittlig årlig totalavrenning fra landets areal er beregnet til 371 km3.

De fleste av våre innsjøer ble formet ved breerosjon under en eller flere av istidene. Vi har botn- og fjordsjøer, samt sjøer demmet opp av løsmasseavsetninger, som morener og skred. Fjellsjøer på viddene er stort sett mye grunnere enn sjøene i dalene og på lavlandet. Sjøer med fritt avløp virker merkbart til å regulere avløpet i vassdraget nedenfor disse, og bedre jo større sjøene er.

De fire dypeste sjøene i Europa ligger i Norge,nemlig Hornindalsvatnet (514 m), Salsvatnet (464 m), Tinnsjå (460 m) og Mjøsa (449 m). I alle disse ligger bunnen under havets overflate.

Tabell 4
Norges største innsjøer. Volum er beregnet på grunnlag av målte dyp.

  Volum km3 Areal km2 Høyde over havet m Største dyp m
Mjøsa 56,24 362 121 449
Røssvatnet etter regulering ca. 14,80 220 383 240
Tyrifjorden 13,13 136 62 295
Røssvatnet før regulering 12,60 190 374 231
Hornindalsvatnet 12,06 51 53 514
Tinnsjå 9,71 51 190 460
Tunnsjøen 8,68 99 355 222
Limingen 8,34 96 418 192
Randsfjorden 7,31 140 132 120
Nisser 7,19 77 246 234
Storsjøen i Rendalen 7,07 51 250 309
Salsvatnet 6,87 44 16 464
Femunden 6,00 201 662 132
Norsjø 5,10 59 15 176
Lundevatnet 4,49 23 45 414
Suldalsvatnet 4,49 26 68 376
Selbusjøen 4,03 57 161 206
Bandak 3,17 26 72 325
Totak 2,36 38 685 306

Temperaturfordeling

En spesiell egenskap ved ferskvann er at det oppnår sin største egenvekt ved fire grader. Enten vannet avkjøles eller oppvarmes fra denne temperaturen, blir det lettere. Dette gir seg karakteristiske utslag på temperaturfordelingen i innsjøene. Videre er innsjøens geografiske beliggenhet, størrelse, dyp og størrelse på gjennomstrømning og hvor godt vindeksponert den er, bestemmende for temperaturfordelingen.

Både høst og vår inntrer såkalte fullsirkulasjoner, der temperaturen er den samme fra overflaten til bunnen. I stille vær er den da svært nær fire grader. Hvis en innsjø gjennomstrømmes av store vannmengder i forhold til sjøens bredde, vil dette få en spesiell virkning på temperatursjiktningen. Den temperatur vannet har ved innløpet til sjøen vil prege temperaturen i hele det gjennomstrømte sjiktet. (Fig. 1)

Figur 1
Temperaturfordeling i en stor innsjø med stor gjennomstrømming i forhold til sjøens bredde.

Figur 2
Prinsippskisse som viser temperaturforholdene i innsjøer med liten gjennomstrømning, sommer og vinter.

GRUNNVANN

Grunnvannet utgjør ca. 30 prosent av alt tilgjengelig ferskvann. Før nedbøren når grunnvannet, infiltreres den i jordsmonnet. Infiltrasjonsevnen til en bestemt tid er sterkt avhengig av den lokale jordarten. I grov sand er den seks til åtte ganger større enn i leirjord.

Både jordas struktur og vanninnhold, vegetasjon og lufttemperatur er faktorer som virker inn på infiltrasjonsprosessen i jorda. I finkornet jord uten vegetasjon vil kraftig regnvær endre overflaten slik at den blir tettere. Dette vil kunne føre til større overflateavrenning og gi mulighet for økt erosjon. Tykkelsen av vannsjiktet på jordoverflaten har liten innvirkning på infiltrasjonsevnen. Under ellers like forhold vil vegetasjon øke denne evnen.

Etter regnvær vil det i større porer, sprekker, markkanaler og gamle rotkanaler være vann på vei nedover mot grunnvannet. Dette sigevannet er fritt vann. Etter et par dager inntreffer en slags likevektstilstand, og ensier at vannet i jorda er bundet.

Vannet i den umettede delen av jorda, altså over grunnvannet, kalles markvann. Dette kan være fritt eller bundet, og mengden er sterkt avhengig av jordartene. Markvannet har stor betydning for vekstene og har en merkbar virkning på temperaturledningsevnen i jord.

Jorda er delt inn i tre soner. Den øverste kalles våtsonen. Her er det store variasjoner i vanninnholdet. Denne sonen deles igjen i to, hvor det fra den øverste, evaporasjonssonen, damper vann direkte fra jorda. Den andre kalles transpirasjonssonen. Videre nedover har vi mellomsonen og kapillærsonen. I den siste trekkes vann opp fra grunnvannet.

Grensen mellom markvannet og grunnvannet kalles grunnvannsspeilet. I dette nivået er vanntrykket lik atmosfæretrykket. Under grunnvannsspeilet er alle porer fylt med vann.

Ved at vannet passerer gjennom markvannssonen ned til grunnvannet, renses det i stor grad for uønskede stoffer, som bakterier. Grunnvannet egner seg derfor godt som drikkevann. Det har generelt høyere innhold av oppløste salter enn overflatevannet og kalles mineralkilder når de inneholder mer enn 1000 mg oppløste mineralsalter pr. liter vann. Slike finnes i områder som lå under havnivået ved slutten av siste istid.

EROSJON OG SEDIMENTTRANSPORT

Jordoverflaten er under stadig nedbryting av naturkreftene. I Norge er det breer og rennende vann som bryter materialer løs og fører det avsted til nye avleiringssteder (erosjonsprosess). Vannet starter sin slipeeffekt som regn, på vei mot vassdraget. Bekker og elver fortsetter å tære på breddene og elvebunnen, særlig under flom. Men størst erosjon, målt som sedimentmengder, er det avgjort breene som forårsaker. Frostsprengning er også en av erosjonsprosessene, selv om det ikke fører til så store mengder.

Etter hvert vil alt det løse materialet havne i vassdragene, der det deltar i en kontinuerlig sedimenttransport. Det kan enten være suspendert (svevende) i vannet, eller transporteres rullende langs bunnen av elvene. Hvilken måte partiklene transporteres på, avhenger mest av kornstørrelse, men også av strømforholdene i elvene.

Forskjellige næringsstoffer som fosfor og giftstoffer som metallene kvikksølv, kadmium og bly kan være bundet til overflaten av partiklene eller inngå i partiklenes sammensetning. Fosfor som tilføres jorda gjennom gjødsling, vil bindes sterkt til jordpartiklene. Når slike partikler føres ut i vassdragene, kan vannets surhetsgrad endres, og fosforet kan oppløses i vannet.

Radioaktive stoffer, som Cesium 137 fra kjernefysiske sprengninger, eller Tsjernobyl-nedfallet, kan også bindes til partikler. Jorderosjon vil bidra til at radioaktiviteten i jordsmonnet senkes. Der partiklene sedmenteres, øker radioaktiviteten.

Som nevnt er det isbreene som tilfører vassdragene de største sedimentmengdene og det er de store dalbreene som produserer mest materiale. For eksempel er suspensjonstransporten fra Engabreen (Svartisen) og Tunsbergsdalsbreen (Jostedalsbreen) på henholdsvis 12 400 og 44 000 tonn årlig.
Utenfor breområdene er det erosjonen i løsmaterialet som er avsatt av istidenes breer, som betyr mest. På Østlandet og i Trøndelag finner vi imidlertid stor erosjon i marin leire. I vassdrag med høye og bratte skråninger er det målt opp til 500 tonn/km2 pr år. Over marin grense kommer erosjonsmaterialet for en stor del fra morener og fra materiale avsatt av breelver. Minst sedimenttransport er det i elver som kommer fra typisk skogsterreng på Øst- og Sørlandet.

I de store vassdragene blir materiale fra større områder samlet opp. Ved Glommas utløp i havet ved Fredrikstad blir det suspenderte materialet ført langt til havs og kan spores et godt stykke ut i Skagerak. Store steiner kan vandre i vassdragene i mange tiår, kanskje i århundrer, før de når fram til havet. Suspensjonssedimenter kan under flom bevege seg gjennom hele vassdraget i løpet av noen timer.

En god del suspensjonsmateriale avsettes i vassdragene, også der det ikke er innsjøer. Endrer transportforholdene seg, kan eldre sedimenter forflyttes igjen. Dette er av stor betydning i forurensningssammenheng. Partikkelbundne forurensninger fra eldre utslipp kan på denne måten spres i vassdragene. Grunnleggende kjennskap til erosjons-, transport- og sedimentprosesser er derfor viktig.

FLOM

Flom skyldes hovedsakelig snøsmelting eller kraftig regnskyll, enkelte ganger begge deler samtidig. På Østlandet er stort sett vårflommen den største, mens det på vestkysten kan være mange regnflommer, spesielt om høsten. Men flere av de største flommene på Østlandet skyldes regnflommer. Grunnen til flommen i juni 1995 var at vårens snøsmelting og regnvær kom samtidig.

Hvor stor flommen blir på et bestemt sted i vassdraget avhenger av flere faktorer. De to viktigste er nedbørfeltets størrelse ovenfor målestedet og mengden nedbør. Vassdragets regulerende evne gjennom innsjøer og myrer er også svært viktig. Innvirkningen av flomdemping sees tydelig ved at Glomma og Tana har samme observerte maksimalflom, ca. 3500 m3/s, mens forholdet mellom nedbørsfeltene er som 2,5 : 1. For Glomma er det da særlig Lågenvassdraget med Mjøsa som gir størst dempning.

At Pasvikelva, som har litt større nedbørfelt enn Tana, bare har observert maksimalflom på 850 m3/s, skyldes at en stor del av feltet ligger i Finland, der innsjøen Enare ligger.

Det er stor forskjell på de moderate flommene som stadig forekommer og de store flomkatastrofene. I forbindelse med de førstnevnte tilfellene har NVE til enhver tid folk ute i distriktene som ser at det er forebygningstiltak på utsatte steder i vassdragene. Flomkatastrofene er det imidlertid vanskelig å forebygge tilstrekkelig mot. Disse forekommer oftest i vassdrag med liten reguleringsevne, som Glomma gjennom Østerdalen og Glåmdalen. Flommene vil bære med seg oppløste stoffer, jord og sand, til de etter hvert avleires på stillere partier. Et typisk avleiringsområde er innsjøer, som for eksempel Øyeren.

Ved å demme opp innsjøer eller ved å lage helt kunstige magasiner, kan flomdempning økes. Disse magasinene forutsettes regulert. Går imidlertid vannet utover det konstruerte flomløpet i en dam, vil flommen nedenfor kunne bli større enn naturlig. Da er det regulantens ansvar.

I tillegg til høyeste flomverdi (vassføring i m3/s) er varigheten og tidspunktet for kulminasjonen av stor interesse. Stort sett er det værforholdene som er de viktigste faktorene, både lufttemperatur, nedbør og snømagasinets størrelse (vårflommen).

For kysten i Sør-Norge er midlere dato for flomkulminasjon midt i april. I Nord-Norge er det siste halvdel av mai. I høyfjellet er tilsvarende dato fra midten av juni til midten av juli.

Figur 3
Isolinjene viser mildere dato for når vårflommen er på sitt høyeste, basert på observasjoner ved ca. 170 hydrometriske stasjoner over hele landet.

VASSDRAGENES EGENART

De geografiske særtrekk som karakteriserer Norge setter preg på vassdragenes egenart. Selv om bare ca. 5 500 km2 av landet ligger høyere enn 1 500 m.o.h., starter praktisk talt alle hovedvassdragene i fjellområder. Norske elver er derfor preget av fosser og strykpartier. Det eneste vassdraget som nærmer seg det en kan kalle en flod er Glomma, som har sitt utspring ca. 800 m.o.h., mellom Aursunden og svenskegrensen. Glomma er både det største og lengste (ca. 600 km) vassdraget i Norge. Det har et nedbørfelt på nær 42 000 km2 og et middels avløp ved Fredrikstad på ca. 720 m3/s.

Fallforholdene i norske elver varierer sterkt. Som kontrast til Glomma, som faller 800 m over en strekning på 600 km, faller Tya i Årdalsvassdraget ca. 1080 meter fra Tyin til Årdal på ca. 15 km. Et annet eksempel på kontrastene i fallforhold mellom Vestlands- og Østlandsvassdrag er Rauma og Gudbrandsdalslågene, som begge har sitt utspring i Lesjaskogsvatnet (611 m.o.h.). (Fig. 4)

Figur 4
Rauma og Gulbrandsdalslågen har begge sitt utspring i Lesjaskogsvatn(611 m.o.h.) Kurvene viser sammenhengen mellom høyde over havet og nedbørfeltets størrelse til ethvert punkt på elvestrekningen. Rauma, som drenerer mot vest har et lite nedbørsfelt og et stort fall i forhold til Gulbrandsdalslågen som drenerer mot øst.

Vanntemperatur

Temperaturen i elver og innsjøer varierer langt mindre enn lufttemperaturen. Likevel er det lufttemperaturen som har størst innvirkning på vanntemperaturen. Andre faktorer er stråling, omdanning av fallenergi til varme og varmeutveksling ved tilsig og nedbør. Oppvarming fra fallenergi kan gi en temperaturøkning på 1°C ved et fritt fall på 427 m. Under isdekket på elvene vil vanntemperaturen ligge svært nær 0°C. Om sommeren stiger den sjelden vesentlig over 20°C. (Fig. 5)

Trafikk på vassdragene

Ved hjelp av sluser er et par elvestrekninger gjort tilgjengelig for kommersiell trafikk. Det gjelder Skienselva og Tista. Men flere større innsjøer har gjennom tidene hatt båttrafikk. Noe av dette er fremdeles i gang.

Kurvene viser årstidsvariasjonen i temperatur for 6 elver spredt over hele Norge. Figur 5
Kurvene viser årstidsvariasjonen i temperatur for 6 elver spredt over hele Norge.