Storeggaraset

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Gå til: navigasjon, søk

Koordinater: 65°N 2°Ø

Norskekysten med Storegga i gult

Storeggaraset var ett eller flere gigantiske undersjøiske skred ute i Norskehavet som forårsaket en stor tsunami. De gikk samtidig som følge av hverandre, eller med kort tid mellom hvert skred. Dette skjedde for om lag 8 100 år siden.

I forbindelse med utvinning av gassOrmen Lange-feltet har dette raset blitt grundig kartlagt og undersøkt. Konklusjonen var at raset skjedde i masser deponert fra istiden, og at det vil kreve en ny istid for å få en gjentakelse. Belegget for en slik konklusjon er offentliggjort i en lang rekke vitenskapelige artikler.

Den alminnelige oppfatning blant geologer og geoteknikkere er at området nå er stabilt, og at nye store skred ikke kan gå i selve rasområdet. Det har derimot vært mindre utrasninger i skredkanten etter hovedskredet, og en kan ikke utelukke at det kan komme flere slike.

Datering[rediger | rediger kilde]

Dateringen av det eldste skredet har det vært noe ulike oppfatninger av, men det anses i dag å være godt dokumentert. Noen eldre dateringer tilsier at det eldste skredet var for 25 000–50 000 C-14-år siden. Videre at neste skred var for 6–8 000 C-14-år siden, og at for ca. 3 000–5 000 C14-år siden var det mindre massebevegelser (det tredje skredet).

Dagens oppfatninger ut fra et omfattende sett med dateringer er at hovedskredet skjedde for omlag 7 200 C14-år siden. Det er basert på dateringer i Storeggaskredet og på sedimenter på Helland Hansen-området. Det andre skredet var «kort tid etter». Flodbølgedateringene tilsier en alder på 7 300–7 100 C14-år. Det er dateringer på land i Skottland som gir en alder på ca. 7 000 C-14-år og mer enn 20 dateringer fra ulike lokasjoner på land som gir 7 100–7 300 C-14-år. Det er også datert to ferskvannsgytjer som gir alderen 8 140 og 8 480 år i Frøystadmyra på Leinøy.

Karbondatering av mose som ble fanget i sedimenter etter tsunamien i Lyngen i Troms tidfester det største skredet til mellom 6163 og 6108 f.kr. Disse dateringene er trolig mer presise enn tidligere dateringer.[1]

Skredets geografi[rediger | rediger kilde]

En regner med at omlag 5 580km³ raste ut. Det første skredet var størst med 3 380 km³. I gjennomsnitt er helningen i glideflaten (i dag) 0,5 grader. Der rasmassene er avsatt er det 0,1 grader. Skredet er dannet i tre hendelser. I dag er det skråninger på opp til 30 grader. Gjennomsnittlig tykkelse i det første raset er 114m, med 280m som største tykkelse. I det andre raset var midlere tykkelse 88m og største tykkelse 330m. Helningen ved skredtidspunktene er ikke anslått.

De som har undersøkt skredene er rimelig samstemte om hvilke områder som hører til hvilket skred og i hvilken rekkefølge skredene har skjedd.

Skredutløsning[rediger | rediger kilde]

Norsk Hydro har beskrevet den regionale geologiske utviklingen som ligger til grunn for Storeggaraset. Den seismiske tolkningen viser at det har gått flere store ras i området i det siste en million år. Modellen går ut på at under store nedisninger er det blitt lastet store sedimentmengder på sokkelkanten. I mellomistidene blir det avsatt tynne konturitt-lag som fungerer som glideplan. Vekslingen mellom istider og mellom-istider legger tilrette for at det i enkelte områder, slik som Storegga, kan gå store ras. Men etter at et stort ras er gått, er det nødvendig å bygge ut en ny sedimentlast i en ny istid før skråningen igjen blir ustabil. Storeggaraset gikk i de ustabile massene nede på skråningen og beveget seg oppover og bakover mot sokkelkanten helt til det grep inn i masser som var så stabile at det ikke kunne rase mer.

Selv om det store bildet er kjent er det en usikkerhet i hvordan raset ble utløst. Sporene av utløsningsmekanismen vil som regel være skjult på grunn av den seinere utviklingen av raset, og derfor er en henvist til å gjette på forskjellige muligheter og modellere om de er fysisk mulige og sannsynlige. Det er velkjent at kraftige jordskjelv kan utløse ras, og jordskjelv ble av Norsk Hydro regnet som den mest sannsynlige triggermekanismen. De geotekniske beregningene viser at det neppe vil bli utløst ras hvis ikke stabiliteten er svekket som følge av oppbygging av poretrykk. Poretrykk kan bygges opp på forskjellige måter: sedimentlast fra istidene, oppbygging av overtrykk i sedimentene som følge av gasslekkasjer og dannelse av gasshydrat, lekkasje av vann fra overtrykk i ooze-sedimentene under istidsavsetningene eller fra petroleumsvirksomheten. Det kan være tektonikk (diapirer som vokser opp), jordskjelv, gass, gasshydrater, fri gass, sedimentasjon, strøm og bølger, erosjon, økt poretrykk, avsalting, havnivåendringer, islaster og menneskelige aktiviteter. De fleste skred har sin årsak i flere mekanismer.

Gasshydrater er en form for is. Det er utredet som en mulig årsak til skredet. Gasshydrater er gass (som metan, propan og etan) som går over til fast form ved en kombinasjon av lav temperatur og høyt trykk. De kan finnes både på havbunnen og i jordmassene. De kan finnes fra tykke lag til enkle krystaller. De kan være et problem om de smelter eller om de vokser. Gassvolumet kan øke 170 ganger når det smelter. Det er på seismikk påvist at det kan være hydrater i jordlag som skulle være mer ustabile. Det mangler likevel bekreftelse på at det virkelig er hydrater i disse lagene. Det er ikke noe som tilsier temperaturendringer av betydning for 8 000 år siden. Det er ikke tilgjengelig noe mål for temperaturen ved havbunnen. Dersom temperaturendringer har forårsaket skredene har situasjonen vært svært labil forut for rasene. I så fall kan situasjonen også i dag kunne være labil for nye temperaturendringer.

En annen mulig årsak som er utredet er oozer. Oozer er typiske for havbunnen på dypt vann. De består av mer enn 30 % skjelettmateriale produsert av mikroorganismer som driver i vannet eller lever på havbunnen. Resten av jorda er leire. Det er ulike typer oozer avhengig av type organismer. En framtredende egenskap er høy porøsitet. Jorda holdes sammen av en kompleks kornform og muligens sementerte kontaktpunkter. Det ble funnet oozer på Gjallarryggen i 99m dyp. Vanninnholdet var over 100 %. Udrenert styrke var omtrent som leira. Når den ble omrørt mistet den omtrent all sin styrke. Lag med oozer har muligheten i seg for å være så svakt, at skredene kan ha skjedd i dette laget. Om det har vært oozer i dette laget er ikke bevist. En kjenner heller ikke egenskapene til et slikt lag. Oozer har svært varierende geotekniske egenskaper.

Det undersjøiske Egersundsskredet i 1866 ble startet uten at det er rapportert jordskjelv på samme tid. Det er ikke noen av de norske undersjøiske rasene som en vet sikkert er forårsaket av jordskjelv. I Nord-Sverige og Finnmark er geologiske tegn på at det kan ha vært jordskjelv i størrelsesorden av åtte mellom 7 000 og 9 000 C-14-år siden. Disse er for langt borte til å påvirke Storegga. Jan Mayens forkastningssonen og geologiske forkastningssonen kan sette i gang skred. Noen av dem passer bra med sidegrensene for skredene. Det er konkluderer med at et jordskjelv ikke kan ha ført til, og heller ikke vil føre til global instabilitet i skråningen uten at det var et svakt lag.

Det er vanlig å anta at Storeggaskredet ble utløst av et jordskjelv.

Vannstandsendringer av skredet[rediger | rediger kilde]

Storeggaskredet har blitt simulert. En har lagt til grunn at bunnhelningen var opp til 0,72 grader, vanndyp fra 320m til 3 500m og lengden på skredet er 400 km. Skredmassen er i dag 5 500 km³.

Basert på simuleringene har en blant annet funnet at:

  • Sedimentene som skled ut i turbiditetsstrømmen besto av ca. 60 % vann i tillegg til sedimentpartiklene.
  • Den totale blandingen er anslått til 13 750 km³.
  • Høyden på skredet var opp til 500m.
  • Skredhastigheten har trolig vært mellom 15 og 100 m/s.

Raset ute i Norskerenna førte til en stor tsunami som skylte inn mot norskekysten og mot Island, Grønland, Shetland, Færøyene og Skottland. Bølgen er kartlagt til å ha vært 10-12 meter høy på kysten av Møre, inne i fjordene opp til 40-50 meter høy. På Shetland har bølgen vært minst 20 meter høy, og på Færøyene minst 14 meter. Så langt borte som i Lyngen i Troms har bølgen trolig vært minst fem meter høy.[1]

Geotekniske egenskaper til de gjenværende massene[rediger | rediger kilde]

I rasgropa er det nå overkonsolidert leire på grunn av at massene over er fjernet. Generelt er leirene i Storeggaområdet svært plastiske og har lav sensitivitet – de har da svært gode deformasjonsegenskaper. De tåler mye før de raser ut.

Det er utført vurderinger av stabiliteten langs flere profiler som krysser brattkanten i Storeggaraset. Profilene er lagt der skråningene er steilest. Høyoppløselig seismikk har ikke påvist bløte sedimenter avsatt etter raset i den bratte delen av bakkanten. Dette henger trolig sammen med den kraftige strømmen som eroderer og fjerner fine partikler eller at strømhastigheten kan være for store til at sedimentasjon kan finne sted.

NGI har gjort beregninger av skråningsstabiliteten i bakkanten på bakgrunn av geotekniske boringer, og kommet fram til at skråningen har en sikkerhetsfaktor på 1,5 – 1,7 for skred på dype glideplan (tilsvarende Storeggaskredet). Naturlige utløsning av store skred fra bakkanten ovenfor Ormen Lange anses ikke som noen risiko. Utrasninger i overflaten har lavere sikkerhetsfaktor i de bratteste skråningene (1,1 – 1,25), og er derfor vurdert i forbindelse med rørledningstraseer. Slike overflate-utrasninger vil ikke være noen trussel mot produksjonsinnretninger eller kompresjonsplattformen direkte, men kan berøre et eventuelt forankringssystem. Det er lavere enn det som normalt vil være akseptabelt for rasutsatte bolig- og industriområder på land. En må holde seg unna disse områdene eller gjøre lokale tiltak – som å fjerne masse eller dimensjonere rørledningene og kablene for lokale utrasninger.

Ankring medfører at store anker slippes fra et fartøy og ned i havbunnen, hvor den fester seg og vil bidra til å holde fartøy på plass. Ankerslippet kan i verste fall føre til lokal utrasning av masser.

Ved steinfylling slippes stein ned gjennom et rør fra et steindumpingsfartøy til havbunnen. Det er stein med diameter typisk på 7 cm. Steinene brukes til å fylle igjen ujevnheter i sjøbunnen og til å dekke over rørledninger. Selve steindumpingen gir en fall-last på sjøbunnen som kan gi lokal utrasning av masser. Videre kan steinhaugene i seg selv bli så store at de kan påvirke stabiliteten. Virkningen av steindumpingen vil være liten på stabiliteten.

Grøfting utføres når en ønsker å grave ned rørledninger eller fjerne masser for å få en jevnere rørledningtrase. Om grøftene legges parallelt med raskanten kan de svekke stabiliteten. Virkningen av grøfting vil være liten på stabiliteten,

Det er utført en rekke geotekniske boringer lags rørtraseer. Videobilder viste mye stein i bakkanten i 350-500m dybde. På bildene så det nesten ut som ei steinur eller som en elvebunn med sterk strøm – der mindre partikler har gått i suspensjon. En mulig tolkning er at det er stein som ligger igjen etter kraftig erosjon av utrast og omarbeidet morenemateriale (såkalt ”lag”-avsetninger). Det vil i så fall bety at det er eller har vært svært høye strømhastigheter i skråningen. Ved undersøkelsene ble det funnet bløte lag ved foten av de siste skråningene før platået. Geotekniske boringer viser at de noen steder har over 8m tykkelse. De er normalkonsolidert. De er ikke datert. Det er antatt å være senglasialt / holocent materiale fra før Storeggaskredet, som har sklidd ned skråningen i eller i forbindelse med skredet, - og lagt seg nederst som vifter. Hellingen på skråningen der viftene ligger er opp til ca. 15 grader.

Det er også gjort analyser med jordskjelv med størrelser opp til 6,9 på Richters skala. Disse ga skjærtøyninger som er vesentlig lavere enn det som trengs for å få en vesentlig reduksjon i skjærstyrken. Et jordskjelv kan ikke kan føre til global instabilitet i skråningen. Dersom det er et svakt lag kan jordskjelvet være utløsende.

Et ekstremt jordskjelv er den eneste realistiske måten å få satt i gang nye skred i Ormen Lange-området. De vil likevel ikke kunne utvikle seg til store retrogressive skred – som Storeggaskredet.

Se også[rediger | rediger kilde]

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ a b Bondevik, Stein: Framleis grøne etter 8150 år i ei tsunami-avleiring i Lyngen, Tidsskriftet Ottar Nr 294, 2013.

Litteratur[rediger | rediger kilde]

  • Bryn P, S R Østmo, R Lien, K Berg og T I Tjelta: Slope stability in the deep water areas off Mid-Norway, OTC 8640, Houston, 1998.
  • Bryn Petter og Kjell Berg: Slide risk evaluation – summary report, Ormen Lange, Norsk Hydro, rapport 37-00-NH-G15-00105, revisjon 1, 1.9.2003.
  • Bugge Tom, Stein Befring, Robert H Beldserson, Tor Eidvin, Eystein Jansen, Neil H Kenyon, Hans Holtedal og Hans Petter Sejrup: A giant three-stage submarine slide off Norway, Geo-Marine Letters, nr 7, 1987.
  • Bugge T, R H Beldserson og N H Kenyon: The Storegga slide, Royal Society of London, philosohical transaction s, Ser A. Mathematical and physical science, 1988
  • Bugge Tom: Bunnforholdene I Vøringområdet, NIF kurs, Oslo, 21-22. november 1995
  • Edgers, Lewis og Kjell Karslrud: Soil flow generated by submarine slides – case studies and consequences, BOSS, Boston, 1982.
  • Eidvin Tor, Arne Kvitrud og Fridjof Riiis: PUD vurdering – Ormen Lange skredfare, Petroleumstilsynet, 2004.
  • Elverhøi A, H Norem, E S Andersen, J A Dowdeswell, I Fossen, H Haflidason, N H Kenyon, J S Laberg, E L King, H P Sejrup, A Solheim og T Vorren: On the origin and flow behavior of submarine slides on deep-sea fans along the Norwgian-Barents Sea continental margin, Geo-Marine Letters, nr 17, 1997
  • Gjevik B, Pedersen G, Dybesland E og Harbitz X B: Numerical simulations of tsunami waves: premliminary results of the Storegga, the Gorrige bank and the Thera case studies, Matematisk Institutt, Universitetet i Oslo, februar 1994.
  • Harbitz Carl Bonnevie: Numerisk modellering av skredgenererte flodbølger, Matematisk Institutt, Universitetet i Oslo, januar 1988.
  • Harbitz C B: Model simulations of tsunamis generated by the Storegga Slides, Marine Geology, nr 105, 1092
  • Harbitz C B, Pedersen G og Gjevik B: Numerical simulations of large water waves due to landslides, Journal of Hydraulic Engineering, paper no 2986, vol 119, no 12, desember, 1993.
  • Hooper J R og W A Dunlap: Modeling Soil properties on the continental slope, Gulf of Mexico, OTC 5956, Houston, 1989
  • Jansen Eystein, Hans Petter Sejrup, Tor Fjæran, Morten Hald, Hans Holtedal og Oddvar Skarbø: Late Weichselian poleoceanography of the sputheastern Norwegian sea, Norsk Geografisk tidsskrift, vol 63, 1983.
  • Jansen Eystein, Stein Befring, Tom Bugge, Tor Eidvin, Hans Holtedal og Hans Petter Sejrup: Large submarine slides on the Norwegian continatal margin, transport and timing, Marine Geology nr 78, 1987.
  • Kaldnes Bjørn, Farrokh Nadim, Carl B Harbitz og Tor Løken: Earthquake hazard update and slope stability evaluation – Evaluation of slope stability and submarine slides, NGI rapport 982512-2, NGI, Oslo, 30.7.1999.
  • Kvalstad Tore, Linda Hårvik og Kjell Hauge: Slope stability asessement in the Ormen Lange field, summary report, NGI report no 993016-17, revisjon 1, 20.8.2003.
  • Kvitrud Arne: PUD-vurdering av naturforholdene på Ormen Lange, Petroleumstilsynet, februar 2004.
  • Lee C Y, H G Poulos og T S Hull: Effect of seafloor instbility on offshore pile foundations, Can. Geotech journal, nr 28, 1991.
  • Løken Tor: NGI 1980 soil investigation, block 30/10, Geological report, NGI rapport 80202-19, Oslo, 1981.
  • Mohn H: Meddelse angaaende en usædvanlig Bevægelse af Havet paa Norges Vestkyst den 7de Mai 1867, Videnskapsselskabet i Christiania, forhandlinger, Kristiania, 24.5.1867.
  • NORSOK N-001: Structural design, rev 3, august 2000.
  • Preslan William L og Kelly S. Merrill: Design must deal with mudslide problems, Offshore, mars, 1983
  • Prøsch-Danielsen Lisbeth og Stein Bondevik: "Tsunamis, real transgressions or stormy episodes", Arkeologisk Museum i Stavanger, Stavanger, 12.2.2003
  • Shakesby R A, D McCarroll og C J Caseldine: New evidence for preboreal deglaciation of south-central Norway, Norsk Geografisk tidsskrift, vol 44, 1990
  • Sharples B P M, W T Bennett jr og J C Trickey: Risk analysis of jackup rigs, International conference on the jack-up drilling platform, 1989.
  • Skogseth Ragnheid: Turbiditetsstaumar langs eit skrått plan, hovudoppgåva i fysisk oceanografi, Geofysisk institutt, Universitetet I Bergen, 1999.
  • Sollie Finn Ø: WL and LWD sonic logging of soft formations – a case sudy from a deep-water, frontier-area field, SPWLA 40th annual logging symposium, 1999
  • John Inge Svendsen og Jan Mangerud: Sea-level changes and pollen stratigraphy on the outer coast of Sunnmøre, western Norway, Norsk Geologisk Tidsskrift, vol 70, 1990.
  • John Inge Svendsen, Stein Bondevik og Jan Mangerud: Flodbølge mot Norskekysten, Geo, juni 2000.

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]