5 Naturgitte forhold

5.1 Om Gjerdrum

Gjerdrum er den nest minste kommunen på Romerike med ca. 7000 innbyggere. Kommunen har et areal på 83 km², og av dette er om lag 25 km² jordbruksareal, 45 km² skog og 4 km² er bebygd eller samferdselsareal. Naturgrunnlaget preges av dyrkbare leirjordsområder under marin grense og skogen i Romeriksåsen høyere oppe. Dette la grunnlaget for Gjerdrum som en betydelig landbrukskommune innenfor det som inngår i de store sammenhengende jordbruksområdene på Romerike.

Vekst i Oslo med Akershus som omland bidro til at utviklingen i Gjerdrum etter hvert ble mer og mer drevet av den sentrale beliggenheten i en av landets sterkeste vekstregioner. Befolkningsveksten har derfor i flere tiår vært høy, både grunnet betydelig innflytting og naturlig tilvekst. Hovedflyplassen på Gardermoen som ble åpnet i 1998 ga sterke vekstimpulser til Romerike. Med beliggenhet midt mellom hovedflyplassen og hovedstaden, fikk Gjerdrum et forsterket potensial for befolkningsvekst, boligbygging og næringsutvikling.

Samtidig har nasjonale planretningslinjer og regionale strategier for areal og transport siden 1990-tallet i økende grad satt tydelige mål om å konsentrere utbygging til regionsentre og knutepunkter i kollektivtrafikksystemet. Den regionale planstrategien for Oslo og Akershus fra 2015, la tydelige føringer om at den største delen av ny boligbygging i Gjerdrum, skulle skje i form av konsentrert utvikling i kommunesenteret Ask. Ask har i denne planen status som prioritert vekstområde. Grunnlaget for lokalisering av boligområdene i Ask sentrum og nærområdene er derfor en kombinasjon av sterk regional vekst og tydelige føringer om konsentrert utbygging, forankret i nasjonal og regional politikk for areal- og transportplanlegging.

5.2 Geologi og grunnforhold på Romerike

5.2.1 Berggrunnsgeologi og sprekkesystemer

Mye av berggrunnen på Romerike er dekket av løsmasser. I Gjerdrum ligger berggrunnen oppe i dagen i vest og sør, og bergartene er i hovedsak gneis (Olerud, 2002). Bergartene tilhører Norges grunnfjell og ble dannet i jordens urtid (prekambrium). Båndingen og stripingen i gneisen har en konstant retning nordvest-sørøst, som kalles bergartens strøkretning. De fleste sprekker og større forkastninger i berget stammer fra strekkingen av jordskorpa i permisk tid og har stort sett retning nord-sør, og i strøkretningen. Sprekkeretningen nordøst-sørvest finnes også i berggrunnen i Gjerdrum, selv om den ikke er like dominerende (Longva, 1987).

Generelt varierer dybde til berg under løsmassene på Romerike mye, og bergoverflaten er ujevn. Boringer viser opp til 110 meters mektighet av de marine avsetningene i nærheten av Løkenfeltet, mens andre steder stikker berget opp i dagen (NGU, 2021a).

5.2.2 Kvartærgeologi

Ved den største isutbredelsen under siste istid, for ca. 22 000 ¹⁴C-år siden, lå isbreen langt ut på sokkelen. Isen i indre Oslofjord kan ha vært 2000-2500 meter tykk på det meste, og isen presset landet ned. Etter hvert som innlandsisen begynte å smelte hevet landet seg. Landhevningen var raskest i starten, 170 mm per år i Oslofjordområdet. Hastigheten avtok gradvis, og landhevningen er nå 2-3 mm per år (Bargel, 2005).

Smeltevannet fra breen fraktet med seg store mengder grove og fine løsmasser. Stein, grus og sand ble avsatt i havet like foran brekanten, og dannet breelvavsetninger. Silt og leir, som er lette partikler, ble fraktet med strømmen og avsatt på sjøbunnen lenger fra breen (Figur 5.1). Materialet i en breelvavsetning er ofte lagdelt, og det er vanlig å finne skrålag som viser hvilken retning massene ble avsatt. Der isen lå i ro over lengre tid, kunne det dannes svært store deltaavsetninger, noen steder med en sandur på toppen.

Forstørr bilde

Figur 5.1 Dannelse av et breelvdelta (A). Når brekanten ligger i ro avsettes grove løsmasser foran breen og bygger ut et delta. Finere løsmasser som silt og leir fraktes lenger og avsettes på sjøbunnen. Etter landhevningen (B) har elva skåret seg ned i løsmassene, både gjennom breelvdeltaet og yngre terrasser som elva har bygd ut suksessivt med landhevningen. Figur fra (Bargel, 2005)

Det var flere stadier av isens tilbaketrekking mot nord under isavsmeltningen på Østlandet, hvor breen stod i ro og dannet israndtrinn. Hovedoppholdet nord på Romerike var for ca. 9 500 ¹⁴C-år siden. Da ble de to store israndtrinnene ved Li og Trandum dannet. Enorme mengder sedimenter ble avsatt. De to avsetningene vokste sammen under dannelsen, og kalles Hauersetersanduren eller Hauersetertrinnet (Figur 5.2). Havnivået var ca. 205 meter høyere enn i dag, men sanduren på toppen ble bygget opp til 222 moh. Foran deltaet ble silt og leir avsatt i havet i «Romeriksfjorden». Fjorden ble nesten helt fylt opp av silt og leir, med en svakt bølgende fjordbunn. Sør for Kløfta flatet bunnen noe ut, før den fikk et brattere fall videre sørover. De marine avsetningene ligger generelt opp til ca. 10-20 meter lavere enn marin grense på Romerike (Longva, 1987) (Bargel, 2005). Mesteparten av de marine avsetningene er dannet under isavsmeltningen, noe som har satt sitt preg på kornfordelingen og sorteringen. Materialet består oftest av leirig silt eller siltig leire, men kan inneholde en del sand, grus, stein og blokk. Grovt materiale lagdelt med eller i leire kan være avsatt fra isfjell eller av smeltevannsstrømmer.

Mange steder ligger grove breelvavsetninger oppe i dagen, og noen steder ligger de under leiravsetningene. I overgangen mellom breelvavsetninger og leiravsetninger kan løsmassene være lagdelt, slik at grovkornige lag veksler med finkornige lag. Leirene på Romerike er som oftest lagdelte med vekslende sand-, silt- og leirlag. Lokalt blir slik leire kalt «skiveleir» (Longva 1987). Under oppgrunningen av fjorden førte elvene sand utover leira. Figur 5.3 viser kvartærgeologisk kart over området ved Ask, Kløfta og Gardermoen.

Større og mindre mektigheter av morenemateriale finnes under de marine avsetningene. Flere steder er morene blottlagt i raviner og skredgroper, og langs elvenedskjæringer. Morenematerialet i området er stort sett sandig (Longva, 1987).

Forstørr bilde

Figur 5.2 Romerike for ca. 9 500 ¹⁴C-år siden. Israndavsetningen ved Hauerseter består av flere deler som har vokst sammen (G = Gardermoen). Deltaet ble bygget opp til og over havnivået, og på toppen er det en sandur. Figur modifisert fra (Bargel, 2005).

Forstørr bilde

Figur 5.3 Kvartærgeologisk kart med marin grense for deler av Romerike. Marine avsetninger består i hovedsak av leire, men inneholder også andre løsmassetyper. Området er kartlagt av (Østmo & Olsen, 1978) og (Longva & Østmo, 1986), se NGU (2021c) for mer detaljer på kartet.

Landhevningen etter istiden var størst i starten, og for ca. 9 200 ¹⁴C-år siden var havnivået «sunket» til ca. 160 moh. på Romerike. På denne tiden var det en kraftig flom i området som skyldtes tappingen av en stor bredemt sjø i øvre del av Østerdalen (Nedre Glåmsjø) (Høgaas & Longva, 2016). Tappingen var katastrofeaktig, og det ca. 140 meter dype Jutulhogget ble dannet. På Romerike førte flommen til en lokal, midlertidig havnivåstigning på ca. 40 meter, og romeriksmjelen ble avsatt. Dette er en lys grå silt / sandig silt som ligger som et opptil 1 meter tykt lag oppå de marine leirene og andre løsmasser på Romerike. Mjelen ligger bare på den opprinnelige, relativt flate havbunnen, og finnes ikke i ravinene siden den der er erodert bort (Longva, 1987).

Da leirterrenget ble hevet over havnivået gravde elver og bekker seg stadig dypere ned i sedimentene. Dette var styrt av erosjonsbasis,3 som i hovedsak var det stadig synkende havnivået. Lokalt er i dag fjell i dagen i ravinebunnen flere steder blitt erosjonsbasis, noe som hindrer videre senkning av basis og dermed bremser erosjonen. I løpet av de første tusen år etter istida ble hele Romerike hevet over havnivået. Nedskjæringene i sedimentene kan ha startet som kanaler på sjøbunnen, men startet for alvor da områdene ble tørt land.

Ved nedskjæringen ble skråningene ustabile, og sammen med gradvis kvikkleiredannelse førte det til skred. Ved Gardermoen strømmer grunnvann ut i en horisont mellom sand og leire. Grunnvanns-strømmen har ført til kraftig erosjon, skred og ravinering (Longva, 1987). Romerike er gjennomskåret av tallrike raviner, og det er spor etter hundrevis av større og mindre skredhendelser (Figur 5.4). Skredmaterialet blir vanligvis gradvis ført bort av elver og bekker. Noen av leirskredene har likevel vært store nok til å demme opp elvene i lengre perioder. Se kapittel 5.3 og vedlegg 2 for eksempler på skredhendelser på Romerike.

Rester av den opprinnelige havbunnen finnes hovedsakelig ved Kløfta og i østre del av Romerike. Vest for Kløfta ser det også ut til å være små flater av gammel havbunn, f.eks. ved Ask (ca. 180 moh.). Stedvis er det grove avsetninger fra tidligere elvenivåer og deltaer som ble dannet der elvene tidligere munnet ut i havet (Figur 5.1). Elveavsetningene på Romerike består mest av sand og ligger oppå de marine leiravsetningene. I flomperioder fører elvene med seg mye oppslemmet materiale, vesentlig silt og leir. Mye av dette finmaterialet stammer fra erosjon i raviner og intensivt jordbruk med avrenning.

Forstørr bilde

Figur 5.4 Terrenget på Romerike er gjennomskåret av raviner og skredgroper. Sidebekker og raviner bruker elvene Leira og Gjermåa, samt enkelte fjellterskler, som erosjonsbasis. Høydedata fra (Kartverket, 2021).

5.2.3 Geologi og grunnforhold på Ask

5.2.3.1 Berggrunnstopografi og løsmassefordeling

På kvartærgeologisk kart ligger Ask på tykke marine avsetninger med silt og leir (Østmo & Olsen, 1978). Marin grense i området ligger på ca. 205 moh. Selve Ask-platået er nokså flatt og ligger på ca. 175-180 moh. med svak helning mot sør. Som nevnt tidligere er platået trolig en rest av tidligere havbunn. I nordøstre del av platået er terrenget 185 moh. med noen fjellblotninger. Ved Kulsrud, ca. 1,5 km nordvest for Ask sentrum, er det kartlagt breelvavsetninger inn mot foten av Romeriksåsen. Disse er bygget opp til ca. 180 moh. av bresmeltevann fra nordvest.

En 3D-modell som viser hvordan bergoverflaten ligger under løsmassene er laget i programvaren Cloud Compare av NGU, for et 13,8 km² stort område rundt Ask. Modellen er basert på boredata, seismiske profiler og fjell i dagen (Figur 5.5) (Penna & Solberg, 2021). Det er stedvis grunt til berg, bl.a. under Ask sentrum. Berget ligger her som en langstrakt nord-sør-rygg som er smal i søndre del (under fv. 120) og litt bredere og som et lite platå i nord. Mellom Ask sentrum og Brådalsfjellet er det en kløft som ligger parallelt med andre større sprekker i nærområdet, som har omtrentlig retning nord-sør.

Nord og øst for Ask-platået går berget trolig dypere ned under løsmassene, mens det i sør er mer kupert og varierende løsmasseoverdekning. Blant annet renner Tangeelva over fjellterskler flere steder, inkludert der Tistilbekken kommer ut i Tangeelva.

Data fra geotekniske boringer og seismiske målinger er benyttet av Multiconsult for å lage en 3D-modell i programvaren Leapfrog, over et ca. 0,6 km² stort område rundt skredhendelsen på Ask (Multiconsult, 2021b) (Figur 5.6). Denne modellen ble laget for å få oversikt over både bergtopografi og lagdeling i løsmassene, for å bedre forståelsen av grunnforholdene i og rundt skredområdet. Disse data ble også benyttet i NGU-modellen over berggrunnstopografien.

De geotekniske boredataene (sonderinger, samt prøver som testes i laboratorium) gir informasjon om litologi (kornstørrelser og jordarter), egenskapene til løsmassene, og noen ganger hvor dypt det er til berg. Generelt er det jordarten leire som dominerer i Ask-området, med 30-40 prosent leirinnhold og en sjelden gang opp mot 50 prosent leirinnhold. Noen steder er det mindre enn 30 prosent leirinnhold, og jordarten er der siltig leire. I leira er det svært ofte tynne, gjennomgående siltlag (noen steder linser), stedvis også tynne finsandlag. Det finnes noen innslag av gruskorn. Mange av sonderingsprofilene indikerer at det rett over berg ligger et lag av grove masser, 2-3 meter tykt eller tynnere.

Gjennomgående er det lite sensitiv leire i øvre del, og antatt eller påvist sprøbruddmateriale fra 10 meter dyp, noen steder grunnere. Det ser ut til å finnes noen partier i grunnen som har lite sensitiv leire helt ned til berg. Se mer om de geotekniske egenskapene for leira på Ask i kapittel 5.5.

En av grunneierne i området fortalte at jorda er sandig i et felt fra rundkjøringen ved Gjerdrum bo- og behandlingsenter og mot sørvest. Dette er også bekreftet gjennom boredata i området. Under dette laget er det leire, før det igjen er grove masser over berg.

Forstørr bilde

Figur 5.5 NGUs Cloud Compare-modell som viser bergoverflaten under løsmassene for området rundt Ask (se områdelokasjon i Figur 5.3). Profil a-a’ krysser skredgropa. Se (Penna & Solberg, 2021) for dokumentasjon og usikkerheter rundt modellen.

Forstørr bilde

Figur 5.6 Utsnitt fra Multiconsults Leapfrog-modell over berggrunnstopografi og løsmasselagdeling. Figur 5.3 viser området modellen dekker. Se (Multiconsult, 2021b) for dokumentasjon og usikkerheter rundt modellen.

5.2.3.2 Avsetningshistorikk og landskapsutvikling

Avsetningene foran et breelvdelta er som nevnt ofte lagdelt, med sand- og gruslag som veksler med leire. Israndavsetningen ved Hauerseter er svært stor og ligger i luftlinje ca. 12 km nord for Ask. Det ser det ikke ut til at grove masser i smeltevannsstrømmer fra breen ble avsatt lagvis med leire helt til Ask. Det er nemlig lite sand- og gruslag i leira ved Ask, og det gjelder også noe nord for Ask.

De grove massene som ligger mellom leira og berggrunnen er trolig moreneavsetninger. Morenen på Romerike er nokså sandig, og kan være vannledende. Sandavsetningene i overflaten, bl.a. i nærheten av rundkjøringen på Ask, kan være avsatt av elv/bekk under fallende havnivå, eller være strandavsetninger fra da havet var på dette nivået.

Elva Gjermåa, som renner nord og øst for Ask, går på fjell flere steder. De største elvene og bekkene følger de antatt dypeste dalførene på Romerike (Longva, 1987), og vi ser at også Brådalsbekken og Tistilbekken følger fordypninger i bergtopografien (Figur 5.5 og Figur 5.6).

5.2.3.3 Kvikkleiredannelse på Ask

Kvikkleiredannelse er avhengig av graden av grunnvannsstrømning gjennom leira. Større gjennomstrømning og/eller høyere gradient på grunnvannet sørger for at salt porevann byttes ut med ferskt grunnvann og dermed at kvikkleire kan dannes. Kvikkleire dannes ovenfra og ned (nedbør/smeltevann), nedenfra og opp, og lateralt (sideveis) – avhengig av de lokale grunnforholdene.

Flere steder på Romerike er det påvist grunnvann som står under høyt trykk som kan bidra til kvikkleiredannelsen. Det er generelt ikke påvist høye poretrykk i leira på Ask, selv om det er poreovertrykk noen steder. Det er få grove lag, men leira er gjennomsatt med mange tynne lag av silt og finsand. Nærliggende, oppsprukket gneis - som kan være en god giver for grunnvann - mater leira med grunnvann gjennom siltlagene og gjennom det grove morenelaget mellom berggrunnen og leira. Kvikkleiredannelsen har pågått sakte over mange tusen år.

Det øverste leirlaget i Ask-området har trolig vært kvikt tidligere, men har ved videre utvasking og kjemiske prosesser dannet en tykk tørrskorpe med et lag relativt lite sensitiv leire rett under. Mellom lite sensitiv leire og berggrunnen finnes kvikkleire med stedvis stor mektighet. Unntak finnes fra dette, der det kan veksle mer med 2-3 tynnere kvikkleirelag med lite sensitiv leire mellom, og i noen boreprofiler kan det se ut til at det kun er lite sensitiv leire. Om denne er lite sensitiv fordi den ikke er utvasket, eller fordi den er forbi det kvikke stadiet, er vanskelig å vurdere uten f.eks. å måle saltinnholdet i porevannet.

På selve Ask-platået er det nokså grunt til fjell, og her indikerer boredata stort sett lite kvikkleire. Der bergtopografien begynner å helle indikerer svært mange boringer kvikkleire. Kvikkleireutvikling kan da skyldes økte grunnvannsgradienter pga. både brattere bergtopografi og stadig brattere skråning som følge av bekkenedskjæring, ravinering og skredaktivitet. Dette er prosesser som spiller sammen over tusenvis av år. På alle sider av Ask-platået er det raviner og skredkanter som understreker de aktive prosessene som foregår i leirterreng, selv om mye av terrenget er endret som følge av planering, fylling og bekkelukking (Figur 5.7). Studie av terrengmodeller viser at det er større og mindre utglidninger ned i mange av ravinene i Gjerdrum og på Romerike generelt. Mange av disse er grunne utglidninger og en del av ravineutviklingen, men indikerer likevel hvilke områder som har aktiv erosjon.

InSAR er et verktøy som ofte egner seg godt for kartlegging og overvåking av skred med relativt sakte bevegelser (ca. 1-100 mm per år). Kvikkleireskred er derimot en rask hendelse, og det er sjelden at de har noen observerbare bevegelse i forveien - selv om man i noen tilfeller kan se sprekker i skredområdet dagene før hendelsen. Data fra InSAR Norge viser ingen signifikant bevegelse i tidsperioden 2014-2020 i den delen av boligfeltet Nystulia som ble påvirket av skredet, og heller ikke på Holmen. En dedikert analyse ble forsøkt i naturlig terreng nedenfor boligfeltet for data fra høsten 2020, men grunnet menneskelig aktivitet (jordbruk), tett vegetasjon, samt noe snødekke i desember 2020, var det ikke mulig å oppnå tolkbare resultater.

Det er nesten ikke gjort geotekniske grunnundersøkelser i det området som ble berørt av skredet 30. desember 2020 (Figur 5.7). Mobiliteten til skredmassene som rant 2 km gjennom et ravinert område, og hvordan skredmassene la seg nokså flatt i bunnen av skredgropa, tilsier at mye av leira må ha vært kvikk. Grunnundersøkelsene fra før skredet ga ikke klare indikasjoner på dette. Grunneier har påpekt at dyrkingsjorda nord for Holmen var svært hard og lite sensitiv leire. Denne la seg som store flak av tørrskorpe i sørdelen av skredgropa.

Forstørr bilde

Figur 5.7 Raviner og skredkanter i Ask-området kartlagt av NGU basert på terrengmodeller distribuert av (Kartverket, 2021). Landformene samt kjente geotekniske boringer fra før skredet 30. desember 2020 er vist. Tidligere raviner og bekkeløp som er lagt i rør og/eller bakkeplanert er markert. Disse er kartlagt ved hjelp av flyfoto fra ulike år.

5.3 Tidligere skredhendelser på Romerike

Hele Romerike er nedskåret av elver, bekker, raviner og skredgroper. Det er mange spor etter raviner og skredgroper, til tross for utstrakt bakkeplanering over mange tiår. Figur 5.8 viser terrenget i deler av Gjerdrum kommune, med raviner og skredkanter tegnet inn. I vedlegg 2 er det satt opp en oversikt over kjente skredhendelser for deler av Romerike. Enkelte av disse er beskrevet litt mer i det følgende eller i andre deler av rapporten.

De fleste av skredhendelsene i vedlegg 2 er registrert i Nasjonal skredendelsesdatabase (NSDB 2021). I tillegg er både enkeltskred og oversikter over mange skred omhandlet i ulike publikasjoner. For eksempel forklarer (Jørstad, 1968) at skredene på Romerike er særlig konsentrert langs Leira og Rømua med sideelver, og omkring samløpet mellom Glomma og Vorma. (Jørstad, 1968) beskriver også at et 17 km² stort område ved Hynna har 60 store skred og 90 små skred og utrasninger. (Løken, Jørstad, & Heiberg, 1970) har en oversikt over gamle skred på Romerike, og mange av beskrivelsene i NSDB ser ut til å være basert på disse.

Forstørr bilde

Figur 5.8 Raviner og skredkanter kartlagt av NGU basert på terrengmodeller og flyfoto fra Kartverket.

5.3.1 Kokstad 1924

Natt til 21. oktober 1924 gikk det et skred ned i en smal, dypt nedskåret bekkedal nedenfor gården Kokstadgropa. Hendelsen er beskrevet av (Holmsen, 1929). Våningshuset gikk med i skredet. Skredmassene rant nedover Kankedalen til Hellen og ut i Gjermåa (Figur 5.9). På Hellen ble tre gårder begravd og/eller tatt med av skredmassene, inkludert en telefonsentral. Ett menneskeliv gikk tapt i hendelsen. Skredvolumet er beregnet til 1,5 mill. m³, og skredmassene la seg utover 170 mål. Høyden i skredgropa var ca. 20-25 meter, arealet ca. 45 mål.

Det var uvær med regn og vind kvelden før. Da skredet startet ble kraftledningen tatt, og lyset ble borte i stallen. Folk i huset våknet av at det knaket i huset som sprakk opp under skredhendelsen. De berget seg ut av skredet. Skredmassene rant ut med stor kraft og ble også presset flere hundre meter oppstrøms Kankedalen. Det ble observert tre flombølger av omrørt kvikkleire nedover dalen. Høyden av skredmasser i dalbunnen var 8-10 meter, og dekket en bredde på 60-70 meter. Fra utløpet av skredgropa til Gjermåa var det 600 meter, med et fall på 9,4 meter. Dagene etter skredhendelsen var det avskallinger langs bakkanten, og flere bygninger raste ned i gropa.

Nord og vest for skredgropa stikker det frem fjell i dagen flere steder (Figur 5.9). Nede i skredgropa lå det flak av tørrskorpe, leirvalker som viste strømningsretningen, samt noen blokker med fastere leire. Leira i skredkantene ble studert av (Holmsen, 1929). Tørrskorpa (3-4 m) og underliggende leire hadde 41-42 prosent leirinnhold og ca. 8 prosent finsand. Nederst var det kvikkleire som ble flytende ved omrøring. Denne leira hadde 35-36 prosent leirinnhold og ca. 13 prosent finsand. Det var ikke tydelige sandlag i leira. En boring i skredgropa sommeren 1927 antydet 5 meter skredmasser. Leira under var lite sensitiv ned til 30 meter dyp. Under var leira bløtere, men uten sandlag. Antatt fjell ble nådd på 42 meter dyp. Det var ikke artesiske forhold i rørbrønnen.

Det ble antatt at skredet startet i dalbunnen og at dette angir nivå for glideplanet. Sommeren før ble det observert små utglidninger i skråningen ned mot dalen. I 1924 var det 30 prosent mer nedbør enn normalt på Romerike (Holmsen, 1929). Det er derfor trolig at erosjon og høyt poretrykk i skråningen pga. langvarig nedbør var avgjørende for utløsning av skredet.

Forstørr bilde

Figur 5.9 Kart og foto over skredet ved Kokstad i 1924. Skredkantene mot Kokstadgårdene var bratte. Skredmassene fylte Kankedalen. Modifisert fra (Holmsen, 1929)

5.3.2 Borgen 1953

Skredet gikk 23. desember 1953. Beboerne på gården Fagereng ved Borgen hadde merket noen sprekker i den frosne bakken i nedre del av skråningen mot bekken dagen før, og hadde søkt tilflukt hos naboer. Klokken halv to om natten ble strømmen i området brutt som følge av at en mindre kraftledning ble tatt av skredet. Neste morgen var sagbruket og alle husene på gården borte (Figur 5.10). Skredet hadde et areal på ca. 25 mål (Løken, Jørstad, & Heiberg, 1970).

Forstørr bilde

Figur 5.10 Skredet ved Borgen i Ullensaker i desember 1953. Den tilnærmede sirkelformede skredgropa hadde smal skredport som den omrørte kvikkleira rant ut gjennom. Leira fulgte bekkeløpet og demmet opp flere bekker. Foto: Fjellanger Widerøe.

Skredet ble utløst av bekkeerosjon. Leira rant 1,5 km nedover Lillobekken, og demmet opp flere sidebekker. Hele høsten, inkludert november og desember, hadde været vært preget av regn og mildvær (Børge-Borgere, 2016).

Terrenghelningen der skredet gikk var i gjennomsnitt på 4 prosent. Vingeboringer utført etter skredhendelsen viste at under 2-4 meter fast, omrørt skredleire var det bløt, siltig leire (Rosenqvist, 1960). Utenfor skredgropa var tørrskorpelaget ca. 5 meter tykt. Boringene viste at det var mer kvikkleire på dypet, men nivået til glideplanet lå trolig noen få meter under bekkenivået.

5.3.3 Hekseberg 1967

Skredet ved Helseberg gikk like før påske i en 35 meter høy skråning ned mot Gjermåa, i nærheten av dens utløp i Leira. Grunnundersøkelser etter hendelsen indikerer at leira nærmest elva var lite sensitiv ned til hvert fall 10 meter dyp (Figur 5.11). I bakkant var det kvikkleire. De gjennomsnittlige egenskapene til kvikkleira var: naturlig vanninnhold på 30-35 prosent, flytegrense på 27 prosent, plastisitetsgrense på 23 prosent, leirinnhold på 45-50 prosent, saltinnhold i porevannet på 1,5 g/l (Drury, 1968).

Grunneieren hørte 18. mars 1967 en høy lyd som av kanonskudd. Dagen etter inspiserte han de snøkledte jordene og så at det var 40 meter lange sprekker i skråningen, parallelle med og ca. 60 meter fra Gjermåa. Bakken hadde sunket ca. 1 meter. Klokka 6 om kvelden 20. mars så grunneieren den første store skråningsutglidningen som strømmet ut mot Gjermåa og ut i Leira og demmet denne opp. Nesten umiddelbart utviklet skredet seg bakover. Innen neste dag hadde nok en stor del sklidd ut. Skredgropa var jevn og helt flat i bunnen. (Drury, 1968) antar at et horisontalt kvikkleirelag utgjorde det svake laget i skråningen, med mindre sensitiv leire over. Skredmassene blokkerte 300 meter av Leira og vannstanden steg 3-4 meter de neste dagene. I denne perioden var det også kraftig regn. Leira brøt gjennom med en kanal, men 25. mars gikk et nytt skred fra gropa som demmet opp elva igjen. Selv om elva laget en ny kanal, ble det i april samme år brukt dynamitt i skredmassene for å gjøre kanalen større (Drury, 1968). I skredet raste det ut 31 mål, med et volum på ca. 200 000 m³ (L’Heureux & Solberg, 2012).

Det antas at skredet ble utløst som følge av elveerosjon i kombinasjon med høye poretrykk i leira på grunn av mye nedbør og snøsmeltning som destabiliserte skråningen (Drury, 1968). Høsten 1969 ble det brukt bulldoser på skredkantene for å gjøre skredgropen bedre egnet som dyrkingsjord igjen (Løken, Jørstad, & Heiberg, 1970).

Forstørr bilde

Figur 5.11 Oversikt over skredgropa i plan og snitt ved Hekseberg i 1967. Figur modifisert fra (Drury, 1968)

5.4 Faresoner for kvikkleireskred i Gjerdrum

5.4.1 Faresonekartlegging

En regional kartlegging av potensielt skredfarlige kvikkleireområder startet opp etter Rissaraset i 1978. Den første kartleggingen ble utført på 1980- og 1990-tallet av NGU og NGI. Kartleggingen ble gjort i Sørøst-Norge og i Trøndelag hvor det er store forekomster av kvikkleire, mye bebyggelse og mange kjente historiske skred.

Områdene hvor faresoner skulle tegnes inn måtte ha et godt kvartærgeologisk kartgrunnlag, og de første sonene ble tegnet basert på kriterier for terreng og utbredelse. Kriteriene var skråninger med 10 meter høydeforskjell eller helning på mer enn 1:15, i et kvikkleireområde større enn 10 mål. Vurderingen av grunnforhold var som regel basert på svært få boringer. Oppdragsgiver var Statens naturskadefond frem til 1995 og Statens kartverk frem til 2003.

NVE lanserte i 2001 et «Program for økt sikkerhet mot leirskred». Programmet klassifiserte de til da ca. 1500 kartlagte kvikkleiresonene med en faregrad, en konsekvensklasse og produktet av disse som er risikoklasse. NGI utviklet på oppdrag fra NVE en klassifiseringsmetode, og utførte klassifiseringen i perioden 2000-2006. Resultatet fra kartleggingen ble overlevert kommunene.

Etter 2006 har fare- og risikoklassifiseringen vært en del av oversiktskartleggingen. Faresonene ligger tilgjengelig for alle gjennom ulike kartløsninger, blant annet temakart.nve.no. Oversiktskartleggingen har blitt videreført av NVE siden 2009 i henhold til prioriteringer gitt i «Plan for skredfarekartlegging» (NVE, 2011). NVE har i en egen rapport gått gjennom historikken for dette arbeidet i Norge og hva status er i dag (NVE 2021a).

Oversiktskartleggingen har ikke hatt til hensikt å identifisere alle områder hvor det finnes kvikkleire, men konsentrert seg om å identifisere områdene hvor det kan gå store skred og der det er større bebygde områder. Det finnes kvikkleire og spor etter tidligere skredhendelser også utenfor NVEs faresoner. Derfor er alle områder som ligger lavere enn marin grense markert som aktsomhetsområder for potensielle kvikkleireskred.

5.4.2 Detaljert utredning av faresoner

Detaljert utredning av faren i kvikkleireområder skjer i dag gjennom to hovedspor:

NVE gjennomfører ved hjelp av konsulenter detaljutredning av identifiserte soner med høy risiko. Gjennom dette ønsker NVE å få avklart om det kan være reell fare for skred, og det gjøres analyser for å finne den reelle sikkerheten til allerede oversiktskartlagte soner i antatt mest kritiske snitt. I tillegg avklares behov for sikringstiltak.

Tiltakshavere for nye tiltak i områder med fare for områdeskred gjennomfører detaljerte utredninger for å tilfredsstille kravene i TEK17. Arbeidet anbefales utført i henhold til en detaljert prosedyre gitt i NVEs kvikkleireveileder (NVE, 2020). Når de tilhørende grunnundersøkelsene og utredningen resulterer i nye kvikkleiresoner eller endringer på eksisterende soner skal dette, i henhold til veilederen, rapporteres til NVE som har ansvar for å oppdatere de nasjonale kartene.

Ved detaljert soneutredning må det utføres nok grunnundersøkelser og stabilitetsberegninger for å avgrense området med reell skredfare så riktig som mulig.

5.4.3 Faresonekartlegging på Romerike

Leirterrenget på Romerike med mange historiske skredhendelser fikk tidlig oppmerksomhet da arbeidet med faresoner kom i gang. Rapportene for kartblad Nannestad ble publisert i 1984 og for kartblad Ullensaker i 1990 (NGI 1984, 1990). Flere av sonene i Gjerdrum har gått gjennom endringer mht. størrelse, grenser, faregrad og risikoklasse, og dagens soner er publisert i NVEs temakart (NVE 2021b).

Det finnes svært mange faresoner for kvikkleire på Romerike. Det er likevel en del områder som ikke har soner, men som er i leirterreng og har både raviner og spor etter mange tidligere skredhendelser, flere av de er store. Områdene kan ha blitt vurdert til ikke å oppfylle kriteriene for å bli soner, men det er ofte vanskelig å finne dokumentasjon for disse vurderingene. Noen områder har ikke nådd opp i prioriteringen pga. begrensede midler til både kvartærgeologisk kartlegging og påfølgende faresonering.

5.4.4 Faresoner på Ask

NVE har gått gjennom historikken for faresonene på Ask (NVE, 2021c). Sone Fjelstad som ble tegnet opp i 1984 var relativt stor (Figur 5.12). Her ble det gjort syv boringer (seks dreietrykksonderinger og en vingeboring). Etter den første sonekartleggingen ble faregrads-, konsekvens- og risikoklassifisering for Gjerdrum kommune rapportert i 2005 (NGI, 2005a). Det var 26 soner innenfor kommunen og NGI skriver:

«De opprinnelige faresonene var i mange tilfeller inndelt noe tilfeldig og var ofte svært store. Det er nå foretatt en revurdering av oppdelingen av fareområdene i soner, slik at en sone i best mulig grad skal representere en realistisk utstrekning av et mulig fremtidig skred. Dette har resultert i at mange av de tidligere sonene nå er splittet opp i flere og mindre soner.» (NGI, 2005a).

NGI anbefalte også å utføre supplerende grunnundersøkelser for soner i de høyeste risikoklassene (klasse 4 og 5), og dette gjaldt alle de tre sonene som ble berørt av skredet 30. desember (Ask Vestre, Hønsisletta og Fjelstad). Sonen Hønsisletta hadde høy faregrad, de to andre sonene hadde middels faregrad. Ifølge NVE ble NGIs evaluering av faresonene i 2005 gjort uten supplerende grunnundersøkelser, men baserte seg på grunnundersøkelsene gjort i forbindelse med tidligere kartlegginger (NVE, 2021c).

Forstørr bilde

Figur 5.12 A-C: Faresonene i Ask-området har blitt endret både mht. areal og faregrad etter 1984 (NGI 1984; NGI 2005; NVE 2021b). Lenker til faktaark for sonene slik de vises i dag er i vedlegg 3. Bakkanten til løsneområdet er tegnet inn på farekartene. D: Faresonene i Ask-området med løsne- og utløpsområde for skredet 30. desember 2020. Kilde NVE.

I 2009 ble sonene oppdatert av NGI etter utført sikring og i forbindelse med grunnundersøkelser og vurderinger utført gjennom arealplansaker (NVE 2021c). Denne oppdateringen ble levert til NVE av NGI i 2013 i form av faktaark. Sone Fjelstad beholdt middels faregrad, mens Hønsisletta og Ask Vestre fikk lav faregrad. Grensene ble endret for noen av sonene, bl.a. ble området sør for Ask sentrum med i sone Fjelstad.

Faktaarket for sone Fjelstad, hvor skredet 30. desember startet, ble opprettet 29. november 2001 og sist oppdatert 23. oktober 2015 av NGI (NGI, 2015). Selve fareberegningen er sist oppdatert 29. januar 2002. Om grunnforholdene oppgir NGI «mulig kvikkleire», at det er gjort «enkel undersøkelse», og at det er nødvendig med flere undersøkelser. Det er kun skråningen sør for Fjelstad gård som er vurdert mht. skråningshøyde. Det er ikke gjort befaring for å vurdere erosjon, men det antas noe erosjon. I tillegg er det «ingen dokumenterte inngrep som blir vurdert å ha vesentlig innvirkning på stabiliteten».

Skredet 30. desember forplantet seg fra sone Fjelstad og inn i sone Hønsisletta (Figur 5.12). Skredmassene gikk også inn sone Ask Vestre og Hval, men disse sonene var ikke en del av løsneområdet (Vedlegg 3).

I forbindelse med faresonevurderingen av sone Fjelstad ble det i 1984 utført én dreietrykksondering på Holmen. Den ble utført i et punkt som ligger rett vest for skredkanten. Sonderingen var vanskelig å tolke, med relativt høy boremotstand. Boringen var ikke typisk for et område med mye kvikkleire. NGI markerte likevel et mulig kvikkleirelag på 30 meters dyp (NGI, 1994), og Holmen ble derfor tatt med i faresonen Fjelstad. Skredet viser imidlertid at det var betydelige forekomster av kvikkleire også grunnere i området der boringen var gjort. Tolkningen av sonderingen bidro trolig til at oppmerksomheten ble rettet mot stabilitetsforholdene øst for fv. 120.

5.4.5 Utvalgets vurderinger av faresonekartleggingen

Utvalget vil innledningsvis påpeke at faresonekartleggingen og faregradklassifiseringene ikke fikk avgjørende betydning for hvilke sikringstiltak som ble iverksatt i forbindelse med utbyggingen i Nystulia. Områdestabilitet skal vurderes gjennom detaljerte utredninger som den enkelte tiltakshaver er ansvarlig for. Slike utredninger ble gjennomført, og disse er nærmere drøftet i kapitlene 5.5 og 8.

Utvalget mener at faresonekartleggingen i hovedsak er utført i tråd med det som kan forventes av en slik overordnet vurdering av fare, men vil likevel drøfte noen problemstillinger.

Utvalget mener området fra Holmen ned til Tistilbekken kunne vært en egen faresone. Den aktuelle skråningen har betydelig helning og terrenghøydeforskjell, og en bekk med fare for erosjon. Boringen på Holmen ga høy boremotstand og var ikke typisk for et område med mye kvikkleire. På tross av et tolket kvikkleirelag på 30 meters dyp er det forståelig at skråningen mot vest ikke fikk mer oppmerksomhet. At slike konklusjoner blir trukket på bakgrunn av svært få boringer er en generell svakhet, som særlig gjelder eldre faresonekartlegginger.

Dersom Holmen hadde vært en egen sone, ville den mest sannsynlig fått faregraden høy. Dette kunne rettet oppmerksomhet mot stabilitetsproblematikken i denne skråningen, både i geotekniske utredninger og kommunens plan- og byggesaksbehandling. Samtidig vil utvalget presisere at det er de detaljerte utredningene i forkant av utbygginger som skal sørge for at områdestabiliteten blir kartlagt i detalj og at ev. tiltak for å sikre tilstrekkelig stabilitet blir identifisert.

Utvalget mener ellers at middels faregrad for sone Fjelstad var rimelig ut fra de grunnundersøkelsene som var tilgjengelige i forkant av skredet. Sone Fjelstad ligger i hovedsak på østsiden av fv. 120 med et terreng som heller nedover fra Fjælstad gård.

Utvalget har merket seg at NGI ved oversendelse av opprinnelige og oppdaterte faktaark har skrevet inn at det for sone Fjelstad er behov for: «Bedre oversikt over løsmassenes beskaffenhet, utstrekning av massene med sprøbruddsegenskaper (…)». NGI foreslo utføring av flere grunnundersøkelser i sonen, og beskrev antall og type. Det er uheldig at dette behovet ikke ble fulgt opp.

Sonen Hønsisletta ble i 2013 nedjustert til faregrad lav, men ble likevel hardt rammet av skredet i 2020. Utvalget mener dette illustrerer begrensningene ved faresonekartleggingen generelt, heller enn å indikere feil i den konkrete vurderingen. Utvalget mener likevel de konkrete vurderingene som fremkommer i faktaarket til sonen kunne gitt opphav til å sette faregraden til middels. Faktaarket omtaler under punktet erosjon at «det er synlig leire i bekkefar og en viss senkning av bekkeleiet i nedre del av ravinen». På tross av dette ble vurderingen satt til ingen erosjon, som gir null poeng i fareberegningen. For kriteriet poretrykk ble konklusjonen «hydrostatisk» som også gir null poeng, på tross av at det var enkelte målinger som indikerte poreovertrykk. Dersom vurderingen for én eller begge av disse kriteriene hadde vært annerledes, ville sonen blitt klassifisert med middels faregrad.

Utvalget mener at faresonekartene, på tross av både generelle og spesifikke svakheter, i hovedsak har fungert etter hensikten. Både i arealplanleggingen og prosjekteringen av Nystulia har faresonekartene og grunnundersøkelsene de var basert på indikert krevende grunnforhold, spesielt i den nordlige delen av utbyggingsområdet. Dette bidro til at det ble gjennomført mer detaljerte utredninger og at det ble gjennomført sikringstiltak der konkret fare ble funnet.

5.5 Stabilitetsberegninger

Det er utført tolkning av grunnundersøkelser og gjort en rekke stabilitetsberegninger i skredområdet av utvalget selv og av Multiconsult på oppdrag for utvalget.

5.5.1 Hvordan stabilitetsberegninger dokumenterer sikker byggegrunn

Gjennom en matematisk, geoteknisk stabilitetsanalyse identifiseres et mål på belastningen i skråningen der denne belastningen sammenholdes med styrken funnet fra grunnundersøkelser. Sikkerhetsfaktoren, F, angir forholdet mellom styrke og belastning, dvs. F = styrke / belastning. En faktor F = 1 innebærer at belastningen er lik styrken og skråningen står i en bruddtilstand. Sikker byggegrunn krever F > 1 med en tilstrekkelig god margin. Gjennom geoteknisk design kan belastningen reduseres ved terrengjusteringer eller styrken økes ved grunnforsterkning.

Noen viktige prinsipper for en stabilitetsanalyse er forsøkt illustrert i Figur 5.13, som viser et sterkt idealisert snittprofil igjennom en skråning med en tilhørende formel som benyttes av geoteknikere for grove overslag på sikkerhetsfaktoren. Beregningen i figuren er basert på skråningen nedenfor Holmen, som er drøftet senere i dette kapitlet. Representative tall er benyttet og resultatet F=1,0 illustrerer lav sikkerhet. Erosjon og utlegging av fylling vil begge øke skråningshøyden (H) som gir lavere sikkerhetsfaktor, F. Økt poretrykk reduserer styrken, τ_f, ved å løfte partiklene fra hverandre. Dette gir lavere F.

Forstørr bilde

Figur 5.13 Prinsipp i en stabilitetsanalyse som illustrerer hva som påvirker en sikkerhetsfaktor

Ved stabilitetsberegninger av skråninger som faktisk har sklidd ut, skal stabilitetsberegningen gi F = 1. For bakoverforplantende kvikkleireskred vil F = 1 gjelde initialskredet. For videre vurdering av skredforløpet må en ta hensyn til oppdatert geometri gitt av at kvikkleira renner ut av skredgropen og etterlater en bratt bakvegg. Skredutviklingen stopper ikke før F > 1 for bakveggen i den endelige skredgropen.

Stabilitetsberegninger krever gode grunnundersøkelser med riktig tolkning av jordas styrke. Stabilitetsberegningene må utføres av kompetent personell. Beregningene utføres i all hovedsak med datamaskinprogrammer, men håndberegninger slik som den vist i Figur 5.13 er nyttige for grove overslag.

NVEs veileder 1/2019 angir at stabilitetsberegningene skal dokumentere både langtidsstabilitet og korttidsstabilitet (NVE, 2020).

Langtidsstabiliteten dekker i prinsipp en situasjon der det ikke forventes å skje noen lastendringer i skråningen, for eksempel i en naturlig skråning. Langtidsstabiliteten beregnes ved en «drenert analyse» som også betegnes en effektivspenningsanalyse. Analysen gir en sikkerhetsfaktor F = F_cφ. Drenert analyse krever kunnskap om vanntrykket (poretrykket) inne i skråningen.

Korttidsstabiliteten dekker hva en leirskråning vil kunne tåle under raske lastendringer før den går til brudd for eksempel som følge av en oppfylling, utgravning eller et mindre initialt skred i skråningsfoten. Korttidsstabiliteten beregnes ved en «udrenert analyse» som også betegnes som en totalspenningsanalyse og gir sikkerhetsfaktoren, F = F_cu. Den udrenerte analysen gir skråningens robusthet for forstyrrelser og forteller om en forstyrrelse kan gi skred eller ikke. Betegnelsen «udrenert» kommer av at porevannet for en korttidstilstand er fanget i tett leire slik at vannet ikke kan unnslippe eller «dreneres ut».

Udrenert styrke er ofte lavere enn drenert styrke for kvikkleire og den udrenerte stabiliteten blir gjerne kritisk. Den udrenerte styrken gis som «input» til stabilitetsprogrammer og betegnes aktiv skjærstyrke. Styrken varierer i dybden og mellom ulike lag.

5.5.2 Krav til dokumentasjon av sikker byggegrunn

I NVEs kvikkleire-veileder (NVE, 2020), heter det:

«I forbindelse med arealplanlegging, byggesaksbehandling, gjennomføring av byggetiltak og masseflytting skal det dokumenteres sikker byggegrunn, iht. plan- og bygningsloven (pbl.) § 28-1 og kap. 7 i byggteknisk forskrift (TEK17).»

Dersom tiltaket er omfattende nok, må det utføres geotekniske stabilitetsberegninger basert på grunnundersøkelser for å kunne avgjøre spørsmålet om og dokumentere sikker byggegrunn, spesielt i områder med kvikkleire. Det er svaret på de matematiske stabilitetsberegningene som avgjør om kravet til sikkerhet er oppfylt.

Plan- og bygningsloven og byggteknisk forskrift (TEK17) stiller krav om sikker byggegrunn og at dette skal dokumenteres. Det er ikke lovfestede krav til hvordan dette skal beregnes og dokumenteres, men TEK17 viser til at oppfyllelse av krav kan dokumenteres og prosjekteres ved bruk av Norsk Standard (NS) eller likeverdig standard.

NS 3480 Geoteknisk prosjektering, som var gjeldende standard fra 1988 til 2008 (med en overgangsperiode frem til den ble trukket helt tilbake i 2010), stilte krav til at sikkerhetsfaktoren normalt ikke skulle settes lavere enn 1,3 (Norges byggstandardiseringsråd, 1988). Den skulle økes når faren for progressiv bruddutvikling i sprøbruddmateriale var ansett å være til stede, og når det krevdes for å bringe den i overensstemmelse med anerkjent praksis for den anvendte analysemetoden og den foreliggende problemstillingen. Veiledningen til NS3480 påpekte at standarden ikke tok stilling til om det skulle regnes total- eller effektivspenningsanalyse (Norges byggstandardiseringsråd, 1989). Dette var derfor opp til faglig skjønn i det enkelte tilfelle.

I dag er NS 3480 erstattet av to dokumenter, NS-EN 1997-1 Geoteknisk prosjektering (i dagligtale kalt Eurokode 7) (Standard Norge, 2020) og NVE veileder 1/2019 Sikkerhet mot kvikkleireskred (NVE, 2020), med tilhørende veiledning. Eurokode 7 er hjemlet i TEK 17 § 10-2 som en preakseptert ytelse. NVEs veileder 1/2019 er omtalt i veiledningen til TEK 17.

Eurokode 7 med tilhørende nasjonalt tillegg stiller krav til at Sikkerhetsfaktoren F_cφ skal være større enn 1,25 for å ha en akseptabel sikkerhet, mens Sikkerhetsfaktoren F_cu skal være større enn 1,4. Eurokoden sier videre at sikkerhetsfaktoren økes utover disse verdiene når faren for progressiv bruddutvikling i sprøbruddmaterialer anses å være til stede. Den åpner også for bruk av prosentvis forbedring på visse vilkår i prosjekter der større områder enn arealet det planlagte tiltaket dekker kan rase ut hvis det går et initialskred.

Kvikkleireveilederen viser til eurokodens krav for sikkerheten til selve tiltaket, og stiller i tillegg egne krav til sikkerhet mot områdeskred. Kravene til sikkerhet avhenger av tiltakskategori, faregrad og tiltakets påvirkning av skråningenes stabilitet. Kravene omfatter «ikke forverring» og «prosentvis forbedring», mens det stilles krav til at tiltak som forverrer stabiliteten, alltid skal ha absolutt sikkerhetsfaktor og det skal tas hensyn til sprøbruddeffekt. Noe som betyr at kravet til sikkerhetsfaktor F_cu i enkelte tilfeller økes til 1,61.

Kvikkleireveilederen stiller i tillegg krav til skråninger i faresonen som ligger utenfor influensområdet til det som skal bygges. For slike skråninger gjelder krav til sikkerhet F_cφ ≥ 1,25, samt krav til robusthet F_cu ≥ 1,20.

For øvrig kan det nevnes at samferdselsetatene Statens vegvesen og Bane NOR har egne regelverk som utfyller og til dels skjerper de grunnleggende sikkerhetskravene.

5.5.3 Styrkeparametere fra grunnundersøkelser i Gjerdrum

Utvalget har vurdert grunnundersøkelser fra før skredhendelsen ut fra rapporter fra tidligere prosjekter i området og har gjennom et tett samarbeid med NVE etter skredet fått utført nye grunnundersøkelser i felt og geoteknisk laboratorium.

Parametere for stabilitetsanalyser er bestemt i henhold til anerkjent, standard praksis i de anerkjente norske geotekniske miljøene. Arbeidet er utført dels av utvalget selv og dels av konsulenter. Dette har gitt god generell oversikt over grunnforholdene i området. Multiconsult laget, på oppdrag fra NVE, en tredimensjonal data-modell i programmet Leapfrog (Figur 5.6). Informasjon om faktisk lagdeling og styrke mangler i de utraste massene, men er estimert ut fra lagdeling og styrke i omkringliggende intakte masser samt erfaring knyttet til tidligere terrengoverflate og geologisk utvikling i området.

Utvalget observerer at de utraste massene var omkranset av flere geotekniske boringer utført i forbindelse med ulike prosjekter i årene før skredhendelsen, men at det nesten ikke var boret i de massene som faktisk løsnet, se Figur 5.7. Før skredet inntraff var man derfor i svært liten grad kjent med detaljer om grunnforholdene i det som ble løsneområdet.

Styrkeparametere er for stabilitetsberegningene bestemt gjennom tolking av ca. 40 trykksonderinger (CPTU) tett på løsneområdet, de fleste utført etter skredet. Tolkningen er kalibrert gjennom måling av styrke i laboratorium på opptatte prøver. Det vises til rapport med parametre fra Multiconsult (Multiconsult, 2021c).

Ved en trykksondering (CPTU) måles kraften på spissen elektronisk idet sonden trykkes ned gjennom bakken. Denne kraften betegnes spissmotstand og tegnes opp mot dybden. Svake lag vil skille seg fra sterkere lag ved endret motstand. Motstanden vil videre normalt øke med dybden innen et og samme lag på grunn av økt vekt fra jorden over. Det krever god faglig forståelse og geoteknisk erfaring å etablere styrkeprofiler.

Figur 5.14 (a) og (b) viser en forenklet tolkning av CPTU i borepunkt BP 2020-140 utført i skredgropen på kote 151 moh. rett vest for Holmen 25. mars 2021. Terrenget i borepunktet var før skredet på kote 168 moh. Diagrammet viser udrenert aktiv styrke med en lav styrke (20kPa) i skredmassene øverst. Boringen var utført 3 måneder etter skredet og styrken i skredmassene har økt fra nærmere null i deler av rasmassene på den tiden. Skredmassene var i borepunkt 2020-140 omtrent 7 meter tykke. Diagrammet viser at CPTU spissmotstanden og styrken under skredmassene er større og økende med dybden under glideflaten. Massene i punktet ble i all hovedsak funnet å være sensitiv leire og kvikkleire. Berg er funnet på kote 134 moh., altså 34 meter under opprinnelig terreng. For stabilitetsberegningen er styrke fra den dype delen av sonderingen (i intakt leire) ekstrapolert oppover mot overflaten for å estimere opprinnelig styrke i de utraste massene. Ved beregninger er all informasjon fra nærliggende sonderinger og fra laboratorieundersøkelser kombinert for best mulig å kunne estimere styrken. Styrken varierer i dybden og langsetter profilene og variasjonen inngår i beregningene.

Forstørr bilde

Figur 5.14 (a) Aktiv udrenert skjærstyrke mot dybde i borepunkt 2020-140. Rød strek viser midlet styrke, som er beregnet ut fra den varierende spissmotstanden (grønn kurve). Figuren er forenklet og illustrerer prinsipper. (b) Beliggenhet av borepunkt 2020-140 i skredgropa rett vest for Holmen (Multiconsult, 2021c)

Grovt sett er aktiv udrenert skjærstyrke i løsneområdet funnet å være økende med ca. 3 kPa i dybden fra en startverdi under tørrskorpen på ca. 50 kPa – med lokale variasjoner unntaksvis ned mot 40 kPa. Tørrskorpen varierer sterkt i tykkelse eksempelvis fra null i ravinebunnen til opp mot 5 meter oppe på Holmen. Tolkninger av parametere utført av utvalget selv og av Multiconsult, ga uavhengig av hverandre svært like styrke-parametere.

Grunnundersøkelsene viser at det ikke nødvendigvis er en markert endring i udrenert skjærstyrke i kvikkleirelagene sammenlignet med over- eller underliggende mindre kvikke leirlag, når en ser bort fra tørrskorpen. Det faktum at kvikkleira mister sin styrke ved overbelastning betyr ikke at den opprinnelige styrken før overbelastning er spesielt lav.

Stabilitetsberegningene i ulike profiler er basert på styrke fra de boringene som ligger nærmest profilet. Lokale variasjoner er vurdert i lys av helheten ved bruk av 3D modellen (Multiconsult, 2021b).

For drenerte analyser er det benyttet effektivspenningsparametere basert på utførte treaksialforsøk i geoteknisk laboratorium. Dette ga en friksjonsvinkel på 28 grader med en attraksjon på 1 kPa, uavhengig om leira er kvikk eler ikke. For topplag av blant annet tørrskorpe er det benyttet friksjonsvinkel 30 grader, med attraksjon 0.

5.5.4 Profiler for stabilitetsberegninger

Multiconsult fikk i oppdrag å vurdere stabiliteten i området før skredet, for en hypotetisk tilstand der en tenkte seg at Nystulia B9 og veien Fjellinna ikke var bygget, men nå skulle bygges og prosjekteres etter gjeldende retningslinjer i 2021. Multiconsult sine vurderinger av kravene i NVE 1/2019 førte til at de definerte et relevant potensielt løsneområde og la inn 6 profiler, MC1-MC6, for stabilitetsanalyser i dette området, se Figur 5.15.

Multiconsult vurderte om NVE1/2019 innebærer krav om å regne på MC6 på grunn av profilets store avstand fra tiltaket, og landet på at reglene bør tolkes slik at MC6 er med. Utvalget har konkludert på at skredet startet i MC6 skråningen. Dette profilet har derfor særlig interesse.

Forstørr bilde

Figur 5.15 Valg av profiler for Multiconsult sin vurdering av stabilitet gitt hypotetisk at Nystulia ikke var bygget, men skulle prosjekteres etter retningslinjene gjeldende i 2021. (Multiconsult, 2021a)

Utvalget har uavhengig av Multiconsult gjennomført stabilitetsanalyser i egen regi. Utvalget har sett på tre beregningsprofiler, Figur 5.16. Profil UTV_Nord er valgt ut fra en rapport (Reinertsen, 2014) som angir en sikkerhetsfaktor på 0,67 for den øvre del av dette profilet, for å undersøke om det funnet kan stemme. Profil UTV_Vest er valgt ut fra at skredet etter utvalgets oppfatning startet her, begrunnet i vitneutsagn og tekniske funn, som beskrevet i kapittel 4. Profilet er videre valgt ut fra at det var påvist aktiv erosjon i foten av denne skråningen. Profil UTV_Sør er valgt ut fra utsagn fra beboere/vitner om gyngende grunn, bløte masser samt en skredhendelse i 1980 litt øst for profilet (kapittel 6.3.2).

Forstørr bilde

Figur 5.16 Profiler for stabilitetsanalyser utført av utvalget (UTV) med beregnede sikkerhetsfaktorer fra udrenerte analyser

5.5.5 Hovedresultater fra stabilitetsanalyser

Multiconsult har oppsummert resultatene fra de udrenerte stabilitetsberegningene sine i Figur 5.17. Figuren viser at flere områder i det ravinerte terrenget sør for Nystulia hadde svært lav stabilitet (illustrert ved røde områder). Innen de røde områdene utpeker Multiconsult skråningen vest for Holmen som den med aller dårligst stabilitet.

Multiconsult og utvalgets uavhengige beregninger konkluderer entydig med at den dårligste stabiliteten i skredets løsneområde er langs profil MC6. MC6 er så godt som identisk med profil UTV_Vest.

Forstørr bilde

Figur 5.17 Oppsummering av resultater fra udrenerte stabilitetsberegninger. Områder med spesielt dårlig stabilitet er vist i rødt. Terreng av 2020 er benyttet i analysene, terrengjusteringer utført ved utbyggingen av Nystulia er tatt inn. (Multiconsult, 2021a)

Figur 5.18 viser mer detaljer fra Multiconsult sin beregning av profil MC6. Multiconsult har identifisert både en drenert og en udrenert kritisk skredmekanisme (glidesirkler) med sikkerhetsfaktor angitt ved sirkelsenteret. Den blå glideflaten illustrerer ved en drenert analyse at økt poretrykk gjør den nedre delen av skråningen ustabil som følge av den våte høsten i 2020. Ustabiliteten fører trolig til utglidning av en skalk i skråningsfoten – Steg 0 i skredutviklingen, mens den røde glideflaten viser hvordan starten på hovedskredet deretter vil bre seg videre inn i skråningen (hurtig og udrenert).

Beregningene illustrerer ikke hvordan skredet utvikler seg videre, men separate analyser er utført av utvalget og viser at den midlertidige bakveggen i skredgropa blir ekstremt ustabil. Skredet vil derfor hurtig forplante seg videre bakover.

Det blir vanskelig å skille de ulike fasene i starten av skredet og flere faser er derfor samlet betegnet som steg 1, selv om steg 1 ikke fremstår som ett glidelegeme over en entydig skjærflate i figurene i dette kapitlet.

Forstørr bilde

Figur 5.18 Stabilitetsberegning utført av Multiconsult for profil MC6 viser en skråning med ekstremt dårlig stabilitet med F≈1,0. (Multiconsult, 2021a) Oppjustert styrke er benyttet.

Kritiske glideplan ifra utvalgets beregninger av Profil UTV_Vest i Figur 5.19 er gitt i lysere farger mot blå bakgrunn. Det viste seg at standard prosedyrer for å tolke grunnundersøkelser og for å gjennomføre stabilitetsberegninger ga beregnet sikkerhetsfaktorer under en (F<1), så også for MC6. For å få F=1,0 måtte styrkeparameterne justeres opp med om lag 10 prosent. Dette antyder at de opprinnelige anslagene på styrke er konservative, og viser samtidig en ekstremt dårlig stabilitet i skråningen. Oppjusteringen av styrken for å oppnå F=1,0 er begrunnet i at skråningen faktisk sto inntil den raste ut og det er situasjonen før skredet vi regner på.

Forstørr bilde

Figur 5.19 Stabilitetsberegning utført av utvalget med Plaxis av Profil UTV_Vest, som ligger i samme skråning som MC6. Viser ekstremt dårlig stabilitet, med F≈1,0. Oppjustert styrke (rød kurve) er benyttet.

Uavhengig av vitneobservasjoner, viser beregningsresultatene i seg selv at skråningen rett vest for Holmen var den mest sårbare og mest utsatte skråningen i hele området. Beregningene alene argumenterer for at skredet startet her. Skråningen tålte svært lite erosjon i skråningsfoten.

Siden skredet ut fra vitneutsagn faktisk startet i denne skråningen gir stabilitetsberegningene tillit til dagens prosedyrer og stabilitetsberegninger. Det ville vært problematisk om stabilitetsberegninger av denne skråningen ga en sikkerhetsfaktor langt over 1. Når vi ser at vi får F = 1,00 (og ved første estimat på styrke faktisk F < 1) så tyder det på at dårlig stabilitet lar seg identifisere ved bruk av dagens prosedyrer og stabilitetsberegninger.

Alle beregninger har benyttet en geometri og et terrengprofil for 2020. For Profil UTV_Vest innebærer dette at virkningen av erosjon frem til 2020 og vekten av fyllingen på toppen av skråningen i Byvegen 3 er med i beregningen. Erosjonen i bekken (beskrevet i kapittel 5.7) har ut fra beregningene i Profil UTV Snitt_Vest forverret stabiliteten for skråningen som helhet med 2-5 prosent. Videre betraktninger av stabilitet i skråningsfoten tilsier en enda større virkning i selve foten.

Utleggingen av fyllingen på skråningstoppen ved Byvegen 3 (beskrevet i kapittel 6.4.1) kan ut fra flere beregninger i Profil UTV_Vest ha redusert den globale stabiliteten i skråningen med opptil 2 prosent, men mye tyder på at fyllingen på skråningstoppen ikke har medvirket til å starte skredet, se kapittel 7.5.1. Denne konklusjonen har støtte i Multiconsult sine beregninger i MC6, som gir som resultat at fyllingen ligger bakenfor det området der skredet mest sannsynlig startet, se rød skjærflate i Figur 5.18. Den nederste av de to skredmekanismene i Figur 5.19 viser det samme.

Etter at skredet har gått i foten vil massene fra denne starten av skredet renne bort og stabiliteten av bakveggen (midt i de to figurene med glideflater) vil bli så lav at området lenger øst må skli ut uansett om fyllingen i Byvegen 3 lå der eller ikke.

Utvalget sine beregninger er gjennomført med Plaxis (Bentley, kommersiell lisens Statens Vegvesen, forskningslisens NTNU), mens Multiconsult har benyttet programmet GeoSuite (Trimble Novapoint). Utvalget og Multiconsult finner sammenfallende resultater i de uavhengige beregningene.

5.5.6 Resultater fra beregninger langs andre profiler i ravineområdet

5.5.6.1 Stabilitetsberegning langs profil MC2

Multiconsult utførte stabilitetsberegninger langs flere ulike profiler. Beregningen langs profil MC2 avdekket svært dårlig stabilitet ved Fjellinna, se Figur 5.20. Beregningen ga en sikkerhetsfaktor på F_c = 1,00 for en kort glideflate. Området er på bakgrunn av denne beregningen markert rødt i Figur 5.17.

Forstørr bilde

Figur 5.20 Stabilitetsberegning viser F=1,00 i profil MC2 knyttet til en fylling lagt ut ved Fjellinna

Stabilitetsproblemet i det aktuelle området er mellom annet knyttet til at det ble lagt ut en fylling, delvis ved igjenfylling av en ravine sør for Fjellinna og delvis ved terrengheving i Nystulia. Fyllingens beliggenhet er i Figur 5.20 og skissert i plan i oransje og den er opptegnet i profil MC2 i rødt med svart skravur. Hensikten med fyllingen var, sammen med avgraving lenger mot vest, å oppnå en utjevning av terrenget for bygging av Fjellinna og for å stabilisere de nærliggende områdene. Terrengjusteringene bidro til at stabiliteten mot vest ble forbedret, men beregningene utført for utvalget viser at fyllingen lokalt har redusert stabiliteten sammenlignet med situasjonen før utbygging. Beregningene viser at stabiliteten i området var dårlig og under kravet i dagens NVE veileder 1/2019 på F_c = 1,61. Dette er heller ikke i tråd med NS 3480 som gjaldt da Nystulia ble prosjektert, som sa at sikkerhetsfaktoren normalt ikke skulle settes lavere enn 1,3.

Utvalget registrerer at den opprinnelige prosjekteringen ikke avdekket denne svekkingen av stabiliteten og at stabiliteten ble uakseptabelt lav. Utvalget har vurdert disse forholdene ved Fjellinna og vil peke på at det er en klar mangel ved prosjekteringen og utførelsen.

Samtidig er det utvalgets oppfatning at den lokalt lave stabiliteten i dette området ikke har hatt betydning for utfallet av skredhendelsen. Oppfatningen er basert på geoteknisk skjønn kombinert med forenklede beregninger (som vist nedenfor) og knytter seg til følgende: Det skredet som gikk 30. desember startet lavt i terrenget på kote ca. 140 moh. i ravinen vest for Holmen, og bredte seg bakover og sideveis dypt inn under Fjellinna. Området ved Fjellinna ble passivt med på lasset i et dypt bakover-forplantende skred. Tilstanden i de øvre massene betydde lite.

Et moment er likevel at dersom man hadde hatt fokus på dette området ville supplerende undersøkelser og beregninger her kunnet avdekket de dårlige grunnforholdene sør for Fjellinna, og trolig ført til mer oppmerksomhet på og tiltak knyttet til erosjonen i Tistilbekken.

Figur 5.21 skisserer den aktuelle fyllingens utstrekning slik den er angitt i et teknisk notat (NGI, 2005b). Det bemerkes at skredet i hovedsak forplantet seg i leira under fyllingen og at kvaliteten på selve fyllmassen derfor ikke har hatt betydning.

Forstørr bilde

Figur 5.21 Fylling lagt ut i Nystulia for bygging i B9. (NGI, 2005b)

Fyllingene er i hovedtrekk funnet å være lagt ut slik som NGI har foreskrevet, med unntak av en opptil 2 meter høyere fylling i den dypeste ravinen rett i sør. Tykkelser av utlagt fylling er kartlagt av NGU (Penna & Solberg, 2021), se Figur 5.22.

Forstørr bilde

Figur 5.22 Sammenligning av terrengmodeller fra 1991 (basert på fotogrammetri) og 2020 (fra LiDAR-data) som viser hvilke områder som er fylt masse (rødtoner) og hvor det er fjernet masse (blåtoner) i Nystulia og Fjellinna (Penna & Solberg, 2021)

NGI har tilsendt utvalget dokumentasjon på at fyllingen som profil MC2 går gjennom ble noe større enn planlagt. NGI har sett på et Profil 4 (som ligger relativt tett på profil MC2) og funnet noe avvik mellom planlagt og faktisk utlagt fylling, som vist i Figur 5.23. Den grønne linjen viser at den utlagte fyllingen i det aktuelle området er 1-2 meter høyere enn det som var planlagt. Planlagt terrengnivå er vist i blått.

Forstørr bilde

Figur 5.23 Profil fra NGI som viser forskjeller mellom opprinnelig terreng, planlagt oppfylling og terrenget slik det var før skredhendelsen (oversendt av NGI).

Utvalget mener videre at den sikkerhetsfaktoren Multiconsult har funnet i MC2 er noe konservativt beregnet og at sikkerhetsfaktoren i realiteten har vært noe høyere. Utvalget mener likevel beregningen dokumenterer en svært lav sikkerhet, langt under kravet. Sikkerhetsfaktoren ville vært noe høyere om fyllingen hadde vært utlagt som planlagt av NGI, men ingen av de påpekte forholdene ville ført til en tilstrekkelig høy sikkerhetsfaktor og dermed tilfredsstillende stabilitet.

Et bakoverforplantende skred i kvikkleire stopper opp når det ikke er mer kvikkleire i bakkant, eller når den bakre kanten blir lav nok. En forenklet vurdering av stabiliteten av Nystulia ned mot Fjellinna, illustrert i Figur 5.24, antyder at bakveggen må være lavere enn 11-12 meter før den bakover-forplantende mekanismen kunne stanse. En vurdering av dybden til skjærflaten antyder at den faktiske høyden på bakveggen da skredet skjedde trolig var 18 meter på dette stedet. Uten fyllingen, som var ca. 3 meter i dette området, ville bakveggen på 15 meter uansett være for høy til å kunne hindre at skredet forplantet seg inn i Nystulia.

Forstørr bilde

Forstørr bilde

Figur 5.24 Stabiliteten av Fjellinna og nedre Nystulia gitt at skredet har forplantet seg nordover og nådd Fjellinna. Den udrenerte betraktningen viser at bakkanten på skredet må være lavere enn 11-12 m for at skredutviklingen skulle stoppe.

5.5.6.2 Utvalgets beregning for profil i sør

Utvalgets beregninger i Profil UTV_Sør ga F=1,02 til F=1,05. Dette viser svært dårlig stabilitet også i sør, men stabiliteten her er faktisk signifikant bedre enn i Profil UTV_Vest når en tar hensyn til at styrken måtte oppjusteres i Profil UTV_Vest for å oppnå F = 1.

Resultatet tyder likevel på at skråningen lenger sør også tålte lite forstyrrelser i form av inngrep eller erosjon. Det er ikke funnet erosjon i skråningsfoten så langt sør. Stabiliteten der er derfor ikke blitt forverret gjennom de siste 10-20 årene på samme måte som i skråningen rett vest for Holmen.

5.5.6.3 Utvalgets beregning for profil i nord

Utvalgets beregninger av Profil UTV_Nord viser en bedre stabilitet. Sikkerhetsfaktoren F = 1,25 antyder at det er svært lite sannsynlig at et skred kan ha startet her. Utvalgets beregning gir et mer realistisk tall på stabiliteten enn sikkerhetsfaktoren F = 0,67, som ble funnet i dette området i en beregning utført av Reinertsen (2014). Det er uklart hvor feilen i Reinertsen sin beregning lå, men sikkerhetsfaktor på F = 0,67 er ikke mulig, da tall under 1 betyr at et skred går, mens skråningen faktisk sto. Utvalgets beregninger av Profil UTV_Nord viser at et potensielt skred langs dette profilet ikke ville ha tatt med seg Gjerdrum bo- og behandlingssenter. Grunnforholdene er bedre ved senteret.

5.5.7 Oppsummering - Hva forteller stabilitetsanalysene?

Stabilitetsberegningene er utført slik det skal gjøres av geotekniker ut fra NVEs kvikkleireveileder 1/2019 og Eurokode 7, for vurdering av sikkerheten mot skred i skråninger direkte påvirket av et nytt byggetiltak eller så nær et tiltak at det kan ha betydning for tiltaket.

Beregningene viser lav stabilitet i flere deler av ravineområdet sør for Nystulia.

Skråningen rett vest for Holmen skiller seg ut som den absolutt mest kritiske skråningen i området. Beregningene viste innledningsvis at skråningen ikke kunne stå med de styrkeparametere en rutinemessig ville estimere ut fra grunnundersøkelsene. Estimatet på styrke kan ha vært noe konservativt og klart usikkert i de massene som har glidd ut. Selv med opp mot 10 prosent oppjustert styrke i beregningene stod skråningen og balanserte tett på brudd.

Erosjon i skråningsfoten rett vest for Holmen er inkludert i beregningene. Erosjon gjennom flere år (se kapittel 5.7) har spist av en allerede ekstremt lav sikkerhet mot brudd.

Mye nedbør høsten 2020 (se kapittel 5.6) ga høyt poretrykk i leira i skråningsfoten nede ved Tistilbekken og førte til ytterligere reduksjon i den lokale stabiliteten ved foten. Beregningene sannsynliggjør konklusjonen i kapittel 4 om at lokal instabilitet (utglidning av en skalk, steg 0) i skråningsfoten var en forløper for steg 1 i hovedskredet. Spor av tidligere små utglidninger langs Tistilbekken illustrerer mekanismen, som denne gang i motsetning til tidligere, fikk en katastrofal konsekvens siden skråningen allerede var svært nær brudd.

Utvalget mener det er lite sannsynlig at fyllingene ved Fjellinna/Nystulia og dårlig stabilitet lokalt i dette området har hatt betydning for skredutviklingen. Disse forholdene har etter all sannsynlighet ikke vært utslagsgivende for at skredet bredte seg bakover og inn i Nystulia, slik det faktisk gjorde.

5.6 Hydrometeorologiske forhold

Utvalget har mottatt en utredning fra NVE om de hydrometeorologiske forholdene i forkant av skredhendelsen (NVE, 2021). Meteorologisk institutt har bidratt med analyser og data til rapporten. Formålet med utredningen var å få underlag til å vurdere om, og i tilfelle hvordan, meteorologiske og hydrologiske forhold kan ha medvirket til at skredet kunne gå i desember 2020. Det er også undersøkt hvilken effekt utbygging med flere tette flater (urbanisering) har hatt på vannføringen i bekkesystemet for å se om det i neste omgang kan ha ført til økt erosjon.

Det hydrologiske materialet fra NVE er tatt videre i en analyse av erosjonspotensial som er gjennomført av Sweco. Resultatene derfra er vist i kapittel 5.7.

5.6.1 Nedbørfeltdata

Skredområdet ligger i nedbørfeltet til Tistilbekken som renner igjennom Ask sentrum og skredområdet før den renner inn i Tangeelva nedstrøms og på østsiden av fv. 120, se Figur 5.25 og Figur 4.3.

Forstørr bilde

Figur 5.25 Kart fra før skredet med nedbørfeltet til Tistilbekken. Modifisert fra (NVE, 2021)

Nedbørfeltet er relativt lite med beregnet areal på 1,26 km². Feltet består av skog, jordbruksareal, golfbane og urbaniserte områder (boligområder og sentrumsområdet). Til sammen er det 87 prosent gjennomtrengelige (permeable) flater og 13 prosent tette flater (areal uten overflateinfiltrasjon).

Siden nedbørfeltet til Tistilbekken er lite, har mye leire i jordsmonnet og en del tette flater direkte tilknyttet bekken i området rundt Ask sentrum, vil det ta kort tid fra det begynner å regne til vannføringen i vassdraget øker.

NVEs analyser er basert på nedbørfeltet vist i Figur 5.25.

5.6.2 Stasjonsnettverket som er brukt i analysen

Analysene av hydrometeorologiske forhold er basert på observasjoner som gjøres gjennom NVE og Meteorologisk Institutt (MET) sine målestasjoner. Det er ingen stasjoner med observerte data i Ask, så i dette arbeidet er det blitt brukt data fra flere omkringliggende stasjoner. Plasseringen av målestasjonene er vist i Figur 5.26.

Forstørr bilde

Figur 5.26 Oversiktskart som viser plassering av målestasjonene som er brukt i analysene i den hydrometeorologiske rapporten. Området ved Ask er markert med rødt (NVE, 2021)

5.6.3 Værforhold og vannmetning i grunnen på Romerike høsten 2020

5.6.3.1 Nedbørsforhold

Nedbørobservasjoner viser at høsten (september-desember) 2020 var den våteste siden 2000. Desember var særlig nedbørrik. På målestasjonen Ukkestad, som ligger 13 km nord for Ask, kom det 228,7 mm nedbør i desember. Målestasjonen Skedsmo-Hellerud hadde omtrent like mye nedbør i desember.

Tabell 5.1 Observert nedbør ved målestasjonene Ukkestad og Skedsmo-Hellerud, samt beregnet nedbør for Ask-området fra senorge.no (NVE, 2021)

I nettjenesten senorge.no finnes kart for hvert døgn med blant annet temperatur og nedbør for hele Norge i ruter på 1x1 km². For Ask-området viser disse beregningene ca. 250 mm nedbør i desember. I Figur 5.27 er det vist daglige nedbørverdier for desember 2020. Merk at MET sine observasjoner gjøres kl. 08:00 og gjelder for de foregående 24 timer.

Det kom spesielt mye nedbør i perioden 26.desember kl. 08:00 til 29. desember kl. 08:00, med totalt 72 mm over disse tre dagene. Denne nedbørmengden har et beregnet gjentaksintervall på omkring 10 år, hvis vi bruker hele året sett under ett. Hvis vi derimot analyserer spesifikt for vintermånedene og undersøker gjentaksintervallet basert på en analyse av månedene desember til februar øker gjentaksintervallet til omkring 100 år.

Forstørr bilde

Figur 5.27 Daglige nedbørverdier i desember 2020 for Ukkestad målestasjon og beregning for Ask fra senorge.no (NVE, 2021)

I Figur 5.28 vises årlige verdier siden 1900 for nedbør i prosent av normalen. De fem våteste og de fem tørreste årene er markert med årstall. Vi ser at året 2020 har betydelig mer nedbør enn normalen også når vi ser året under ett. Samtidig viser figuren at det er flere år som har mer nedbør enn 2020, også etter 2000. Det mest spesielle med året 2020 er med andre ord at høsten var så våt. Vi ser ellers at det har vært en klar økende trend i årlig nedbør.

Forstørr bilde

Figur 5.28 Årsnedbør 1900-2020 i prosent av normalen for Østlandet (NVE, 2021).

5.6.3.2 Temperaturforhold

Temperaturdata viser at høsten 2020 var uvanlig mild. November og desember var spesielt milde, med gjennomsnittstemperatur som lå 5-7 grader over normalen. Det var derfor lite tele i bakken. I julehelgen var det noen få kuldegrader, slik at det kan ha vært noen få centimeter tele da skredet inntraff.

Forstørr bilde

Figur 5.29 Målt døgnmiddeltemperatur for desember ved tre nærliggende målestasjoner: Gardermoen, Hakadal og Skedsmo (NVE, 2021).

Som vist i Figur 5.29, lå temperaturen i Ask i dagene før skredet omkring null grader Celsius, og modellberegninger antyder at det lå snø tilsvarende ca. 20 mm vann i området da skredet gikk. Dette støttes av observasjoner og bilder fra området, som viser våt snø i området 30. desember.

5.6.3.3 Vannmetning i grunnen

Den nærmeste grunnvannstasjonen som ligger i en leiravsetning er på Ås, ca. 50 km sørvest for Ask. Målinger viser at grunnvannstanden der var drøyt 20 cm under bakkenivå, mens det vanligvis på denne tiden av året er 60-90 cm ned til grunnvannsspeilet.

Ulike modellberegninger antyder en vannmetning i bakken fra 90 til 100 prosent (full metning) i dagene før skredet gikk. Det er relativt stor usikkerhet i slike typer modelleringer, som blant annet skyldes usikkerhet rundt andelen av nedbøren i form av henholdsvis snø, sludd og regn. Detaljer rundt disse simuleringene kan leses i NVEs rapport (NVE, 2021).

Figur 5.30 viser daglige verdier for simulert vannmetning i bakken og sum regn og snøsmelting ved Ask, for perioden oktober til desember 2020. Simuleringen indikerer høy vannmetning i bakken og stor avrenning i dagene før skredet gikk.

Forstørr bilde

Figur 5.30 Daglig simulert vannmetning i bakken (rød strek) og sum regn og snøsmelting (blå søyler) ved Ask oktober-desember 2020. (NVE, 2021). Data fra xgeo.no. Beregningene er basert på den hydrologiske modellen GWB.

5.6.4 Vannføring i nærliggende vassdrag høsten 2020

Ettersom det ikke finnes målinger av vannføringen i Tistilbekken, er det sett på hvilke vannføringer som er observert i nærliggende vassdrag for å vurdere hvordan vannføringsforholdene var høsten 2020. Det er i tillegg gjort simulering av vannføringen i Tistilbekken, som er omtalt i kapittel 5.6.5.

Observasjonene viser flere vannføringstopper ved alle de nærliggende stasjonene i desember 2020. Ved Vestli, Gryta og Sæternbekken er den høyeste vannføringen observert 27. desember, mens ved Kråkfoss og Fossen er den høyeste vannføringen observert omkring en uke tidligere. Dette skyldes først og fremst at 27. desember la det seg mer snø i de øvre delene av nedbørfeltene til Kråkfoss og Fossen enn i de andre feltene. Tidligere på høsten, 2. november, ble det observert 10-årsflom ved Kråkfoss og om lag 5-årsflom ved Fossen (se Figur 5.26 for plasseringen av målestasjonene).

At høsten var spesielt våt i et historisk perspektiv, bekreftes av data fra stasjonene i nærheten. I Figur 5.31 er data for Sæternbekken vist. Stasjonen er valgt som referanse fordi nedbørfeltet har en medianhøyde på 240 moh. som er mer likt Tilstilbekken (medianhøyde 170 moh.) enn for eksempel Kråkfoss, som har medianhøyde 443 moh. Det er analysert hvilken 3-månedersperiode (91 dager) som har høyest gjennomsnittlig avrenning for hvert år i hele observasjonsperioden. Dataene viser at vannføringen for perioden oktober til desember 2020 er den høyeste siden høsten 2000.

Forstørr bilde

Figur 5.31 Maksimal gjennomsnittlig avrenning ved Sæternbekken målestasjon i løpet av en 3-månedersperiode for årene 1990 – 2020 (NVE, 2021).

Ingen av målestasjonene viser maksimal vannføring på nivå med årsmiddelflom i løpet av desember. Det var altså ikke ekstremt store vannføringer ved noen av stasjonene når en sammenligner med data fra hele året.

Hvis en derimot kun ser på data fra vintermånedene, som av Meteorologisk Institutt er definert fra desember til februar, blir bildet noe annerledes. Når statistikkperioden avgrenses til desember til februar, gir vannføringsdataene gjentaksintervall på omkring 10 år over 3 døgn. Maksimalvannføringene i området ser ut til å ha variert med gjentaksintervall fra omkring 2-3 år til 20-30 år når analysene begrenses til vinterperioden.

Selv om de observerte vannføringene i desember 2020 ikke nådde nivået for årsmiddelflom, kan det likevel konkluderes med at det var uvanlig store vannføringer for årstiden i nærliggende vassdrag. Dette kan likevel ikke direkte overføres til vannføringen i Tistilbekken, som er vurdert nærmere i det følgende.

5.6.5 Hydrologisk modellering av Tistilbekken

I Tistilbekken, som renner gjennom skredområdet, er det ingen målestasjoner. Nedbørfeltet er lite (1,26 km²) og til en viss grad urbanisert (ca. 13 prosent tette flater bestående av veier og hustak). En nyutviklet nedbør- avløpsmodell, Distance Distribution Dynamics Urban (DDDUrban) er anvendt for å beskrive vannføringsforholdene i Tistilbekken. Modellen er satt opp i to versjoner for også å kunne vurdere effekten av urbanisering.

I disse analysene er det benyttet to datasett, SeNorge2018 og SeNorgeV2. Disse er brutt ned (disaggregert) til 1 times oppløsning tilbake til september 2013. Dataene har en romlig oppløsning på 1x1 km².

Nedbøren fra SeNorge2018 er benyttet for å se på det generelle bildet som dataene over flere år gir. Imidlertid ble det observert vesentlig mer nedbør enn SeNorge2018 antyder for stasjoner lokalisert øst og nord for Ask i perioden 26. - 29. desember 2020. I SeNorgeV2 er nedbøren i slutten av desember bedre fanget opp. For vurdering av forholdene i desember 2020 er derfor data fra SeNorgeV2 benyttet.

Beregningene ga en vannføring i Tistilbekken 27. desember 2020 på ca. 1,2 m³/s (input fra SeNorgeV2). Dette er en høy, men ikke ekstrem vannføring. Hverken nedbørintensitet eller avrenning var ekstreme i desember 2020. Mer intens nedbør og høyere avrenning er simulert for to andre tidspunkt i løpet av den relativt korte tidsserien NVE hadde til rådighet. Det er 17. september 2015 med 2,0 m³/s og 11. november 2018 med 1,7 m³/s (input SeNorge2018).

Det er i tillegg utført flomberegninger for Tistilbekken i forbindelse med sikringsarbeider som NVE bidrar med i etterkant av skredet. Årsmiddelflommen i Tistilbekken er beregnet til ca. 1,3 m³/s, det vil si omtrent samme nivået som DDD-modellen ga for den 27. desember 2020. 200-årsflom med 50 prosent klimapåslag er beregnet til ca. 7,6 m³/s.

Forstørr bilde

Figur 5.32 Simulert vannføring i Tistilbekken oktober - desember 2020 med modellen DDDUrban. Rød prikk markerer skredtidspunktet (NVE, 2021).

Det vil alltid være usikkerhet knyttet til detaljene i slike simuleringer, både på grunn av modellusikkerhet og usikkerhet knyttet til meteorologiske data med fin tids- og romlig oppløsning. Etter utvalgets vurdering gir de likevel tilstrekkelig grunnlag for å vurdere vannføringsforholdene i Tistilbekken høsten 2020.

Simuleringene sammenholdt med observasjoner fra nærliggende målestasjoner understøtter etter utvalgets vurdering at det var en rekke episoder med høy vannføring opp til årsmiddelflom i Tistilbekken høsten 2020. Den høyeste vannføringen oppstod 27. desember og var på nivå omkring en årsmiddelflom, jf. Figur 5.32.

5.6.6 Effekten av urbanisering på vannføringen i Tistilbekken

Effekten av urbanisering på vannføringen i Tistilbekken er simulert med modellen DDDUrban. Det er regnet med tilstand uten tette flater og nåsituasjonen, som er 13 prosent tette flater (hustak, veier, parkeringsplasser o.l.). Urbaniseringen av Ask har foregått siden 1960-tallet, altså over en lang tidsperiode (se kapittel 6).

Resultatene viser at urbaniseringen fører til flere små vannføringstopper, mens de høyeste vannføringstoppene er lite påvirket. Årsaken til at de store vannføringstoppene ikke påvirkes, er at modellen da tilsier full vannmetning i grunnen. Når bakken er mettet, oppfører den seg tilsvarende som «tette flater» og arealbruken blir dermed mindre viktig.

Antallet små vannføringstopper er likevel relevant for utvalgets vurderinger, og da særlig med tanke på om urbanisering kan ha bidratt til mer erosjon i bekkeløpene. NVE har sett på hvor mange flere små vannføringstopper som oppstår innenfor de årene som er modellert, se Tabell 5.2.

Tabell 5.2 Antall årlige vannføringsepisoder i intervallene 0,3 – 0,5 m³/s og 0,5 – 1,0 m³/s, med og uten urbanisering (NVE, 2021).

NVE finner at det blir betydelig flere episoder med vannføring i spennet mellom 0,3 m³/s og 1,0 m³/s etter urbanisering. Hvilken betydning dette har for erosjonspotensialet er analysert for utvalget av Sweco, se kapittel 5.7.

5.6.7 Effekten av endringer i nedbørfeltstørrelsen på vannføringen i Tistilbekken

NVEs analyser er basert på nedbørfeltet beregnet med terrengmodell fra 2020. NGU har for utvalget gjort ulike analyser knyttet til terrengendringer, blant annet langs bekkeløpene. I den forbindelse er det også avdekket at sammenligning av terrengmodeller fra ulike tidspunkt viser endringer i nedbørfeltarealet. I Figur 5.33 en sammenstilling av nedbørfelt generert fra terrengmodeller fra 2007 og 2020. Økningen i areal (vist med rødt) er særlig knyttet til utbygging øverst i Brådalsfjellet boligområde og et areal som er fylt opp på golfbanen på vestsiden av Brådalsvegen. Netto økning av nedbørfeltarealet er beregnet til ca. 5 prosent fra 2007 til 2020. Basert på flyfoto ser det ut til at oppfylling på golfbanen skjedde i 2011, mens endringen i Brådalsfjellet skjedde rundt 2015/2016.

Forstørr bilde

Figur 5.33 Endringer i nedbørfeltet til Tistilbekken fra 2007 til 2020. Analysene er basert på terrengmodeller og inkluderer derfor ikke rør o.l. som ligger under overflaten (Penna & Solberg, 2021).

Et viktig spørsmål for utvalget er hvilken betydning disse endringene har hatt for flomforholdene i Tistilbekken. Arealene det er snakk om, er skogsareal og golfbane, som begge er klassifisert som permeable overflater i DDDUrban-modellen. Det er ikke gjort nærmere analyser av effekten av endret areal. Utvalget har bedt om en vurdering fra NVE og fått tilbakemelding om at flommene i Tistilbekken antas å ha økt relativt like mye som arealøkningen.

Både NVEs og NGUs analyser baseres kun på terrengdata. Avledning av overvann gjennom ledninger i bakken, inkludert stikkrenner gjennom veier, kan påvirke størrelsen på det reelle nedbørfeltet. For en presis vurdering av slike effekter må en også ta hensyn til ledningenes kapasitet, som i ekstreme situasjoner kan være begrenset eller falle helt bort pga. tilstopping. Utvalget har forelagt kartene for Gjerdrum kommune og fått informasjon om noen slike ledninger. I det store bildet ser det ut til at påvirkningen av overvannsledninger på nedbørfeltets størrelse er beskjeden og ikke entydig øker eller reduserer størrelsen. Det er fortsatt noe usikkerhet om inngrepene i Brådalsfjellet har hatt den effekten på nedbørfeltet som terrengmodellene tilsier. Utvalget har ikke sett det nødvendig for sitt formål å gå dypere inn på dette.

Det har over tid skjedd flere typer endringer i arealbruk i nedbørfeltet, som omtalt i kapittel 6.1. Fjerning av skog, omlegging fra jordbruk til golfbane og andre endringer i arealbruken enn tetting av flater (urbanisering) er ikke analysert. Slike endringer i arealbruken vil sannsynligvis påvirke infiltrasjonskapasitet og dermed påvirke avrenningen. En slik analyse vil kreve mye mer detaljerte data om løsmasser, vegetasjon m.v. i ulike deler av det arealet som i NVEs modellering er klassifisert som permeabelt. Utvalget har ikke sett det nødvendig for sitt formål å gå så detaljert til verks.

5.6.8 Klimaendringer

Siden økt vannføring og vannhastighet er en av årsakene til erosjonen, og økt nedbør bidrar til det, kan det spørres om klimaendring har vært en medvirkende årsak. Generelt kan økt erosjon som følge av hyppigere og større flommer, utløse kvikkleireskred.

Data fra noen utvalgte målestasjoner i Oslo og Akershus viser noe høyere årsvannføring fra normalperioden 1971-2000 til perioden1985-2014 (Klimaprofil for Oslo og Akershus, 2021). En rapport om dimensjonerende korttidsnedbør (NVE, 2015a) viser til at det for ti lange måleserier er en tendens til høyere årlige verdier og økt antall tilfeller med høy nedbørintensitet. I hvilken grad klimaendring kan ha slått ut i flere episoder med en vannføring over kritisk verdi for erosjon i Tistilbekken, er ikke mulig å fastslå. De naturlige variasjonene i avrenning fra år til år er uansett store.

5.6.9 Oppsummering av hydrometeorologiske forhold

Høsten 2020 var den våteste i området høsten 2000. Dette vises både av nedbørdata fra MET og NVEs data om vannføringen i vassdragene. Det var uvanlig mildt høsten 2020 og derfor lite eller ingen tele i forkant av skredet. Det var også høy vannmetning i bakken over lang tid.

Det finnes ikke direkte målinger av nedbør eller vannføring i Tistilbekkens nedbørfelt. Vannføringen i Tistilbekken er derfor simulert av NVE ved hjelp av den hydrologiske modellen DDDUrban. Simuleringene sammenholdt med observasjoner fra nærliggende målestasjoner understøtter at det ikke var ekstreme vannføringer i Tistilbekken høsten 2020, men en rekke episoder med høy vannføring. Den høyeste vannføringen var simulert 27. desember på nivå omkring årsmiddelflom. Dette er en vannføring en statistisk kan forvente å komme opp på med 2-3 års mellomrom.

DDDUrban-modellen er også brukt til å simulere effekten av urbaniseringen, som har pågått siden 1960-tallet. Ut fra beregningene har urbaniseringen hatt liten virkning på de høyeste vannføringstoppene. Dette gjelder også vannføringstoppen i desember 2020. Men urbaniseringen har sannsynligvis ført til langt flere små vannføringstopper enn tidligere.

Sweco har med utgangspunkt i NVEs data analysert erosjonspotensialet i Tistilbekken og konkludert med at det er vannføringer over ca. 0,5 m³/s som gir potensial for erosjon. Dette er nærmere omtalt i kapittel 5.7.

Terrengendringer hovedsakelig etter 2011 har sannsynligvis medvirket til at nedbørfeltet til Tistilbekken har økt med omkring 5 prosent. NVE har vurdert at konsekvensen av dette er omtrent tilsvarende økning av vannføringen. Det vil alltid være usikkerhet knyttet til detaljene i denne typen analyser, både på grunn av modellusikkerhet og variasjoner i kvaliteten til datagrunnlaget.

Etter utvalgets vurdering gir data fra omkringliggende områder og analysene for Tistilbekken tilstrekkelig meteorologisk og hydrologisk underlag for den samlede vurdering av årsakene til at skredet gikk 30. desember 2020.

5.7 Erosjonsanalyser

5.7.1 Målte terrengendringer langs bekkeløpene

Det har vært store terrengendringer langs Brådalsbekken og Tistilbekken gjennom tidene, som følge av både naturlige prosesser og menneskelig påvirkning. I det følgende beskrives endringer langs bekkene. Terrengendringer i jordbruks- og utbyggingsområdene dekkes i andre kapitler.

Fra området finnes terrengmodeller basert på LiDAR-data fra 2007, 2013, 2015 og 2020 (Kartverket, 2021). Disse er av ulik kvalitet, det vil si at blant annet punkttettheten varierer. For noen formål kan alle datasettene benyttes, men f.eks. for studie av endringer i bekkenes tverrprofiler er datakvaliteten for 2013-datasettet for dårlig, og er derfor ikke brukt. NGU har gjort sammenligningene av terrengmodellene. Se (Penna & Solberg, 2021) for mer beskrivelse og dokumentasjon av analysene. Der finnes også flere illustrasjoner.

Figur 5.34 viser lengdeprofil fra Brådalsbekken til «dammen» (golfdammen) i Tistilbekken. Denne viser hvordan fyllinger i forbindelse med utbygging har ført til noe høyere og brattere terreng i området ved Brådalsbekken mellom 2007 og 2020. I deler av Tistilbekken viser profilet erosjon, og detaljer fra dette er vist i Figur 5.35.

Forstørr bilde

Figur 5.34 Endringer i lengdeprofil (terrengoverflate) langs Brådalsbekken og Tistilbekken basert på sammenligning av Kartverkets terrengmodeller fra 2007 og 2020 (Penna & Solberg, 2021).

Forstørr bilde

Figur 5.35 Sammenligning av Kartverkets terrengmodeller viser at det mellom 2007 og 2015 var erosjon i deler av Tistilbekken nedstrøms kulverten (Penna & Solberg, 2021).

Det er også laget tverrprofiler i området, blant annet i Tistilbekken nedstrøms kulverten (Figur 5.36). Profilene viser nokså lite endring rett nedstrøms kulverten, mens nedstrøms sammenløpet av flere raviner er det opptil ca. 2,5 meter erosjon (nedskjæring). Rett oppstrøms dammen er det i hovedsak akkumulasjon (avsetning) av løsmasser. Også i noen av sideravinene er det tydelig tegn på erosjon. Oppstrøms kulverten er det stedvis stor endring i tverrprofilene, som i hovedsak skyldes endringer av bekkeløp som ble gjort i forbindelse med utbygging. Nedskjæringen i deler av Tistilbekken utmerker seg. For flere profiler, se (Penna & Solberg, 2021). Noe erosjon pågikk også før 2007, men 2007 er det eldste LiDAR-datasettet som finnes for området, og er derfor året analysene må ta utgangspunkt i.

Forstørr bilde

Figur 5.36 Endringer i tverrprofiler for data fra 2007, 2015 og 2020 nedstrøms kulverten i Tistilbekken, som viser hvor det har vært erosjon (nedskjæring) og akkumulasjon (avsetning) av løsmasser i ulike deler av bekken. I alle profiler er venstre vestlig og høyre østlig retning (Penna & Solberg, 2021).

Høydemodeller fra laserdata er nyttige for å vise terrengendringene, og selv små utglidninger i bekke- og ravineskråningene er synlige. Det er likevel begrenset hvor langt tilbake man har slike data, og for tidligere terrengformer og utvikling av områder er flyfoto (vertikalfoto) også av stor verdi. Figur 5.37 viser eksempel på spor etter utglidninger langs Tistilbekken og sideraviner. Slike utglidninger er vanlige i små og store vassdrag og skråninger, og en naturlig del av landskapsutviklingen. De dannes som følge av ulike typer erosjon som undergraving i bekk, overflateerosjon, grunnvannserosjon o.l. Erosjonen kan forsterkes av f.eks. intensiv nedbør/snøsmeltning, fjerning av vegetasjon og menneskeskapte terrengendringer. Om en grunn utglidning fører til et skred avhenger av bl.a. skråningens høyde og bratthet, og hvilke løsmasser som finnes i bakkant.

Det er også laget ortofoto og deretter terrengmodeller basert på vertikalfoto eldre enn 2007 for å kunne se eventuelle endringer i posisjonen til Tistilbekken siden 1955. Ikke alle linjer kunne trekkes helt presist siden tett vegetasjon på flyfoto gjør tolkningen vanskelig. Figur 5.38 viser at nedstrøms kulverten har bekken forflyttet seg mot skråningen i øst. Dette er en naturlig retning siden vannet eroderer mest i yttersvingen til bekker og elver. I tillegg kan små utglidninger og skred endre bekke- og elveløp. Det har også skjedd i Tistilbekken, f.eks. ved tverrprofil 5 og 6 i Figur 5.36, hvor bekkeløpet helt lokalt er forskjøvet mot vest pga. utglidning i østskråningen. For de årene som er undersøkt for Tistilbekken ser det ut til at den største endringen sideveis skjedde i årene etter en bekkelukking med påfølgende bakkeplanering i 1986 (se kapittel 6.3.3).

Forstørr bilde

Figur 5.37 Eksempler på spor etter erosjon og grunne utglidninger på gamle og nye datasett ved Tistilbekken. Stjerne markerer en utglidning omtalt i kapittel 6.3.3.

Forstørr bilde

Figur 5.38 Ulike posisjoner Tistilbekken har hatt fra 1955 til 2020. Terrengmodellen brukt som bakgrunnskart er fra 2020. Basert på flyfoto og terrengmodeller fra Kartverket, se detaljer om analysene i Penna & Solberg (2021).

NGU og NVE har beregnet Stream Power Index (SPI) for Brådalsbekken og Tistilbekken. SPI er et mål for den eroderende kraften til strømmende vann, og er en geomorfologisk analyse beregnet ut fra bekkens helning og tilsigsområde. For en bekk med helt jevn helning vil SPI øke nedstrøms fordi tilsigsområdet øker. Figur 5.39 viser eksempler på SPI beregnet med utgangspunkt i terrengmodeller. Terrenghelningen langs bekken er endret mellom 1969 og 2020. 1969 var før bakkeplanering og utfylling og profilet viser et nokså jevnt hellende bekkeløp. SPI har topper der helningen øker lokalt. Dette gjelder også for 2020-datasettet, men siden terrenget her er endret, med flere knekkpunkter og stedvis brattere, er det kraftigere respons i SPI. Nedstrøms kulverten er SPI for 2020 størst i den delen der det er dokumentert mest erosjon, og SPI minker etter hvert som bekken flater ut mot dammen. Terrengmodellen fra 1969 er basert på fotogrammetri og er derfor mindre detaljert enn terrengmodellen fra 2020 som er basert på et detaljert Lidar-datasett. Derfor er det trenden i SPI som må sammenlignes. Se Penna & Solberg (2021) for profiler fra flere år og dokumentasjon av beregningene.

Forstørr bilde

Figur 5.39 Stream Power Index (SPI), den eroderende kraften til strømmende vann, beregnet langs Brådalsbekken og Tistilbekken for datasett fra 1969 og 2020 (Penna & Solberg, 2021).

5.7.2 Simulering av erosjonspotensial

Sweco har på oppdrag for utvalget vurdert vannføring og erosjonspotensialet i Tistilbekken og Brådalsbekken fra litt før samløpet og ned til fv. 120 (Sweco, 2021). Modellert strekning er vist i Figur 5.40.

Det er satt opp en fulldynamisk hydraulisk beregningsmodell. Terrengdata er hentet fra samme terrengmodell som NVE har benyttet i sine analyser. Det er tatt utgangspunkt i vannføringsdata beregnet av NVE med og uten urbanisering (se kapittel 5.6.6) med bruk av DDD-modellen.

For vurdering av erosjonspotensial er det sentralt å ha informasjon om de lokale massene i og langs bekkeløpet som kan sammenholdes med aktuelle vannhastigheter i bekken. Det har ikke vært tilgjengelig detaljert informasjon om massene langs bekkeløpet gjennom skredområdet, men basert på generell kunnskap om området har Sweco lagt til grunn at de lokale massene bestod av silt og leire. Kritisk vannhastighet for erosjon er ut fra dette satt til 1 m/s.

Forstørr bilde

Figur 5.40 Modellområde for hydraulisk simulering markert med raster over terrengmodell (modell utarbeidet av Sweco).

Den hydrauliske modellen er brukt til å beregne vannhastigheter på strekningen for fem ulike vannføringer: 0,1 m³/s, 0,6 m³/s, 1,1 m³/s, 1,6 m³/s og 2,1 m³/s.

Resultatet av modelleringen er fremstilt grafisk i Figur 5.41 med økende vannhastighet fra blått til rødt. Vi ser at det er ved vannføring på 0,6 m³/s og større at det ble modellert vannhastigheter over 1 m/s av noe omfang. Etter en nærmere vurdering valgte Sweco å benytte 0,5 m³/s som grense for vannføringer som kan føre til betydelig fare for erosjon.

Forstørr bilde

Figur 5.41 Vannhastigheter for de fem modellerte vannføringene (Sweco, 2021)

Det neste spørsmålet er hvor ofte en slik vannføring opptrer, og hvor stor forskjellen er mellom situasjonen med urbanisering kontra uten urbanisering. NVE har beregnet tidsserier med og uten urbanisering og med to ulike datasett: SeNorgeV2018 og SeNorgeV2. Det er liten endring i frekvensen av de maksimale vannføringsverdiene som følge av urbanisering. NVEs modellering viser imidlertid en økning på grunn av urbanisering i hyppigheten av små vannføringstopper (NVE, 2021).

Sweco har tatt dette videre og beregnet hvor mange timer det er vannføring som overskrider de kritiske verdiene for erosjon.

Resultatene fra analysen er vist i Figur 5.42 basert på statistikk for hele perioden 2013-2020. Analysene viser at hyppigheten av vannføringer over ca. 0,2 m³/s øker med urbanisering. For vannføringer over ca. 0,7 m³/s er det liten endring når man sammenligner scenarioet med urbanisering mot uten urbanisering.

Basert på NVEs og Swecos analyser konkluderer utvalget med at urbanisering har økt antallet episoder og varighet av vannføring med potensial for erosjon. Modellert økning av antall timer med potensial for erosjon er blitt doblet som følge av urbanisering, fra et nivå omkring 25 timer pr år til omkring 50 timer pr år. Det er betydelig usikkerhet knyttet slike simuleringer. Vi kan derfor ikke anslå hvor mye erosjonen har økt.

Forstørr bilde

Figur 5.42 Simulert gjennomsnittlig årlig varighet av vannføringer mellom 0,2 og 0,7 m³/s i Tistilbekken, med og uten urbanisering for perioden 2013-2020. Kritisk grense for erosjon (0,5 m³/s) er markert. (Sweco, 2021)