Geologiske severdigheter langs bil- og sykkelveier og turstier i Alvdal

Transkript

1

2 GRÅSTEINEN 4 SIDE 1 Geologiske severdigheter langs bil- og sykkelveier og turstier i Alvdal Med kvartærgeologisk kommunekart i M 1: Bjørn A. Follestad og Morten Thoresen

3 GRÅSTEINEN 4 SIDE 2 Innhold Side Sammendrag Forord Innledning Alvdal kommune - et natur- og kulturdokument Berggrunnen Bergverk og gruvedrift Landskap Siste istid Utviklingen av siste istid Spor etter isbevegelser og dreneringsveier Åpne sjøer eller drenering langs og under isen? Elvesletter og flom Elvesletter og grunnvatn Elvesletter og jordenergi Bil- og sykkelveier i Alvdalsområdet Rute B1: Alvdal (sentrum) - Trondsvangan - Tron (se T7) Rute B2: Gullmoen - Brennbakkmoen - Finnbudalen - (med retur til Gullmoen) - Vardmoan - Vardtjønna - Vardsætra Rute B3: Plassen - Brekke - Sølnsætra - Follandsvangen - Flatsætra Rute B4: Sølnsætra - Kjemsjøsætra - Haustsjøområdet - (med sykkelsti til Folldal) Rute B5: Gammelsæterlia - Langsætra - Reinslia (med sykkelsti til Folldal) Rute B6: En rundtur ved Jutulhogget

4 GRÅSTEINEN 4 SIDE 3 Turløyper i Alvdalsområdet Side Tursti T1: Flatsætra - Breidsjøens vestside - Breisjøseter turisthytte Tursti T2: Breisjøseter turisthytte - Breidsjøens østside - Flatsætra - (evt. Follandsvangen) Tursti T3: Breisjøseter turisthytte - Holmsjøen - indre Kolve - Breisjøseter turisthytte Tursti T4: Breisjøseter turisthytte- Storsølnkletten - Follandsvangen - (evt. tilbake til Breisjøseter turisthytte) Tursti T5: Breisjøseter turisthytte - Veslsølnsætra (evt. til Øykjekletten - Gammelsætra - Aumdalen) Tursti T6: Breisjøseter turisthytte - Gravskardhøgda - Straumbui i Atndalen Tursti T7: Alvdal stasjon -Trondsvangan Kartvedlegg: Kvartærgeologisk kommunekart M 1 : Utfyllende lærestoff er gitt i gule faktabokser i teksten.

5 GRÅSTEINEN 4 SIDE 4 Fakta om Bjørn A. Follestad: Født 6. juli Avd.direktør ved Geologisk informasjonssenter, NGU. Telefon Bjorn.Follestad@ngu.no Bjørn A. Follestad er cand.real. fra Universitetet i Bergen med hovedoppgave i kvartærgeologi. Fra 70- tallet har Follestad tilrettelagt den kvartærgeologiske kartleggingen ved NGU. Han har produsert flere kart med beskrivelser. Forskningsoppgaver har vært bl.a. isavsmeltningsstudier på Vestlandet og innen deler av Øst-Norge og bruk av fjernanalyse for registrering av mineralressurser. Follestad har det overordnete ansvaret for samordning av NGUs databaser. Han har hatt og har flere nasjonale og internasjonale verv. Han nyttes som foreleser og sensor ved flere av våre universiteter og høgskoler. Fakta om Morten Thoresen: Født 25. desember Fagsjef ved Faggruppe for informasjonstjenester og markedsføring, NGU Telefon Morten.Thoresen@ngu.no Morten Thoresen er cand.real. fra Universitetet i Bergen med hovedfag i kvartærstratigrafi. Han har arbeidet ved NGU siden 1986 med oppgaver innen kvartærgeologisk kartlegging, bl.a. kvartærgeologisk kart M 1:1 mill for Nasjonalatlas over Norge. Forskningsoppgaver har vært knyttet til kvartærstratigrafi og paleoklima i sentrale deler av Sør-Norge (Gudbrandsdalen og Østerdalen).Thoresen arbeider for tiden med informasjon og markedsføring av NGUs produkter og tjenester. Sammendrag Naturen i Alvdalsområdet er storslagen og spennende. Den er et resultat av en lang geologisk historie som omfatter bl.a. fjellkjededannelse, erosjon og istider. Det er denne historien som har gitt oss landskapet vi ser med fjelltopper og daler, terrasser, raviner, ryggformer og elvesletter. I tid snakker vi om et meget langt tidsrom, fra 500 mill. år siden og fram til i dag. Gjennom de geologiske tidsperiodene på flere hundre millioner år er fjelloverflaten planert flere ganger. Breerosjon knyttet til istidene i kvartær-tida har ytterligere satt sitt preg på landskapet. I dag er terrenget karak-terisert ved et svakt «bølgende» fjell-område mellom m o.h. med oppstigende fjelltopper (f.eks. Store Nehatten 1316 m o.h., Storsølnkletten 1827 m o.h., Tron, eller offisielt Tronden, 1665 m o.h.). Markerte daler med mindre sidedaler skjærer inn i dette fjellområdet, f.eks. Glåmdalen, Folldalen og Sølndalen. Mot slutten av siste istid, for bare år siden, lå det høyeste partiet av innlandsisen sør for dagens vasskille mot Trøndelag. Dette medførte opp-demning av smeltevatnet under inn-landsisen og i sjøer langs brekanten (bredemte sjøer). I dalene ser vi spor etter dette som avsetninger av fin sand (kvabb) nederst mot dalbunnen og i dalsidene, mens terrasseflater ble dannet noe høyere oppe i sidedalene. Det er de finkornige delene av terrasseflatene og kvabbavsetningene som utnyttes til jordbruk. Uttak av sand og grus foregår fortrinnsvis innen de mere grovkornige delene av avsetningene. Er vasspeilet høyt og gjennomstrømningen god vil grunnvatn her være en mulig kilde for vassforsyning. Grunnvatn på ca. 4 C vil dessuten være en ressurs som kan nyttes til oppvarming og avkjøling. På fjellet ligger det løsmasser over store arealer. Disse er dannet i tilknytning til isdekker som gjentatte ganger dekket området. Særlig er det løsmasser etter det siste isdekket som preger området, men det er også avsetninger eldre enn dette. Rekonstruksjoner av bredemte sjøer med utgangspunkt i strandlinjer (lokalt kalt «såttåer») ble tidlig beskrevet og studert i Alvdal. Sammen med Jutul-hogget som er et av tapningssporene etter Nedre Glåmsjø over Barkaldkjølen, er disse formene blitt klassiske i norsk geologi. Dette har gjort området til et verdifullt ekskursjonsområde for studenter fra høgskoler og universiteter fra inn- og utland. Det er dette kultur- og naturdokumentet vi vil ta opp og belyse i denne turguiden med det kvartærgeologiske kommunekartet i M 1 : Geologiske severdigheter langs bil- og sykkelveier og turstier i Alvdal. GOD TUR!

6 GRÅSTEINEN 4 SIDE 5 Forord Det var etter initiativ fra Alvdal kommune at Norges geologiske undersøkelse (NGU) startet en ny kvartærgeologisk registrering av løsavsetningene i kommunen. De fore-liggende geologiske kartdata var alle i liten målestokk eller knyttet til rappor-ter og således lite egnet for en samlet presentasjon. Området ble derfor besluttet registrert på nytt. Omfattende studier av flyfotografier med oppfølgende felt-undersøkelser er gjennomført. I enkelte områder er det nyttet geofysiske metoder (georadar) for å få et bedre 3-dimensjonalt bilde av løsavsetningene. Undersøkelsene er gjort med tanke på framstilling av et digitalt kart i målestokk 1: (se vedlegg). Kartleggingen av løsmassene følger gjeldende retningslinjer for kartlegging ved NGU og er visuelt klassifisert etter dannelse. Opptrer det flere material-typer i en avsetning, er det øverst-liggende materialet presentert på kartet. Store blotninger av bart fjell er angitt. Morenemateriale er jordarter avsatt direkte av innlandsisen. På grunnlag av morenematerialets utbredelse og mektighet skilles det mellom morene-materiale med stor mektighet og om-råder med tynt eller flekkvis dekke. Breelvsavsetninger er brukt som betegnelse for jordarter avsatt direkte av smeltevatn fra innlandsisen mens elveavsetninger tilsvarende er avsatt av elver. Bresjøavsetninger (kvabb) er fin sand avsatt i bresjøer. Rasavsetninger er avsatt av ras. Blokkhav er særdeles blokkrike områder fortrinnsvis på høye fjellplatåer og fjelltopper. Fargebruken på kartet gjenspeiler forskjellige typer jordarter og forteller samtidig hvordan de er avsatt. I tillegg viser kartet en del former i fjell og løsmasser. Kartet er framstilt digitalt og alle data foreligger tilordnet SOSI-koder (Samordnet Opplegg for Stedfestet Informasjon) og kan bestilles fra NGU. Data kan tas inn i de fleste geografiske informasjonssystemer (GIS). Datasettet er framstilt i WGS84. Norske termer og begreper er nyttet. Navnebruk i tekst og på kartet er i samsvar med navnebruk for Statens kart-verk (jfr. kartblad Alvdal 1619 III). Vi har valgt å avvike fra dette for fjellet Tronden, som lokalt heter Tron. Registreringene har i hovedsak foregått Manuskriptet er utarbeidet i samarbeid med Alvdal kommune for at lokale interesser skal høres. I denne sammenhengen vil vi ved NGU takke for den innsats som er gjort. Alle som har deltatt i framstillingen av det kvartærgeologiske kartet og figurer takkes for innsatsen. Manuskriptet er utarbeidet i samarbeid med flere av NGUs ansatte. Vi takker alle for innsats og gode bidrag. Forslag til utfyllende litteratur er gitt etter hvert kapittel. Litteratur: Sollid, J.L & Kristiansen, K. 1983: Hedmark fylke. Kvartærgeologi og geomorfologi. Avdeling for naturvern og friluftsliv. Geografisk institutt, UiO. Fabritius a.s. Rapport T-543, 10 s. Fig. 1.Vestsiden av Tron sett fra stigningen opp til Vardsætra i Sølndalen høsten 1998 (rute B2). Legg merke til hvor snøen først legger seg. Foto BAF Fig. 2. I bakgrunnen sees Finnbudalen og de store breelvavsetningene mot Sølndalen sett fra Folløya ved Rv. 29. I forgrunnen sees avsetninger av fin sand som er avsatt langs Folla. Foto BAF 1998.

7 GRÅSTEINEN 4 SIDE 6 Innledning Iden geologiske litteraturen er det dannelsen av bresjøer som står sentralt i Alvdalsområdet. Her var stedet hvor forskere tidlig fikk ideer om forholdene mot slutten av istida. I henholdsvis 1855 og 1886, tok Hørbye og Hansen opp spørsmål som isens be-vegelsesretninger og isskiller. Bjørlykke gir i sin oversikt over Norges Kvartærgeologi fra 1913, en sammen-fatning av diskusjons høydepunkter. Det er her vel verd å merke seg at bl.a. diskusjonen om plantenes innvandring eller mulighet for å ha overlevd istiden, hører med i debatten. I 1915 diskuterer og videreutvikler Holmsen fenomenet bredemte sjøer i Nordre Østerdalen. Han beskriver flere åpne bredemte sjøer, bl.a. Nedre og Øvre Glåmsjø. Dette er seinere blitt klassiske begreper i norsk geologi. I 1960 utformet Gjessing ideen om flatemessig drenering under og langs innlandsisen. Også denne modellen er blitt klassisk og avgjørende for vår for-ståelse av isavsmeltinga slik den i dag kommer til uttrykk i vår tids arbeider, se f.eks. Thoresen & Bergersen 1983, Follestad Noe av dette skal vi se nærmere på. Men først og fremst er det den storslagne naturen med sine mange fasetter og sider som skal vises langs utvalgte veier og stier. Litteratur: Bjørlykke, K.O. 1913: Norges Kvartærgeologi. Norges geologiske undersøkelse 65, 269s. Follestad, B. A. 1997: Preliminary report on the research project: Upper and Lower Glomsjø - subglacial waterways or open lakes? Norges geologiske undersøkelse, Bulletin 433, Gjessing, J. 1960: Isavsmeltningstidens drenering. Dens forløp og formdannende virkning i Nordre Atnadalen. Med sammenlignende studier fra Nordre Gudbrandsdalen og Nordre Østerdalen. AD novas skrifter fra det Norske Geografiske selskab, nr. 3. Oslo, Universitets-forlaget, 1960, 492s. Hansen, A. M Om seter eller strandlinjer i større høider over havet. Arch. f. math. og naturv. B. 10, Holmsen, G. 1915: Brædemte sjøer i Nordre Østerdalen. Norges geologiske undersøkelse 73, 211s. Hørbye, J.C Det erratiske fænomen paa riksgrænsen. Nyt Mag. f. Naturv. B.8, hefte 4, Thoresen, M. & Bergersen, O.F. 1983: Submorene sedimenter i Folldal, Hedmark, Sørøst-Norge. Norges geologiske undersøkelse, Bulletin 389, Fig. 3.Vardsætra (rute B2) ligger på moreneavsetninger i lia sør for elva Sølna.Til venstre i bakgrunnen sees Kvitvorda med topper opp til 1248 m o.h. Foto BAF 1998.

8 GRÅSTEINEN 4 SIDE 7 Alvdal kommune - et naturog kulturdokument Norges geologi er preget av løsmasser og fast fjell. Løsmassene ligger som et usammenhengende teppe over berggrunnen. Berggrunnen Det berggrunnsgeologiske kartet viser at berggrunnen består av flere forskjellige typer av bergarter (Fig. 4). Innen Alvdal kommune tilhører disse bergartene dekkeserier. Seriene av bergarter ble skjøvet inn over grunnfjellet fra nord-vest for millioner år siden, under dannelsen av den kaledonske fjellkjeden. I de nordlige deler av om-rådet er dette grønnsteiner, skifre og glimmerskifre. De kjente og nå nedlagte gruvene er alle stort sett knyttet til disse bergartene. I Sølndalen og sørover er det sandsteiner som står i fjellgrunnen. Sør for Storsølnkletten blottes grunn-fjellsunderlaget. Dette består av berg-artene dioritt, gabbro og granitt. Profilet A-AA, viser at bergartene i nord er foldet. Ved Tron står lagene nesten loddrett i dalgangen langs Glåma. Sammen med bergartenes ulike evne til å motstå erosjon er det dette som gir oss høydeområder og dalganger. Tron med sine 1665 m rager opp fordi Fig. 4. Bergartene i Alvdal kommune modifisert etter de berggrunnsgeologiske kartene Røros og Sveg og Lillehammer, begge i målestokk 1: Profilet A- AA viser lagenes stilling i et vertikalt profil gjennom den øvre dekkeserien. Berggrunn og fjellkjeder: Størkningsbergarter har størknet ut fra en steinsmelte (et magma).eksempel på slike bergarter er dypbergarter, gangbergarter og dagbergarter (vulkanske bergarter).mens de førstnevnte størknet på stort dyp, størknet gangbergartene i sprekker høyere opp i jordskorpa.under vulkanske utbrudd kom steinsmelten helt opp på overflaten som lava og størknet i havet eller på land.granitter og gabbro er eksempler på dypbergarter. Sedimentære bergarter er opprinnelig avsatt på jordoverflaten som løsmasser (sedimenter) og som ved sammenkitting ble faste bergarter.eksempler på dette er sandsteiner, kalksteiner, og skifre. Omdannede dypbergarter, gangbergarter og dagbergarter sammen med omdannede sedimentære bergarter finnes innen store deler av fjellkjeden. Eksempler på dette er grønnstein som er svakt omdannet basalt (lavabergart).med økende grad av omdanning vil ulike leirbergarter bli leirskifer, fylitt, glimmerskifer og glimmergneis.omdannet kalkstein er kalt kalkspatmarmor. Den Kaledonske fjellkjeden ble dannet ved at de store platene som jordskorpa består av, ble presset mot hverandre, foldet og skjøvet opp over hverandre.

9 GRÅSTEINEN 4 SIDE 8 Fig. 5. Alvdal sett fra sentrum mot vest.til høyre ser vi i bakgrunnen bergartsgrensen mellom de grå og grønne fylitt/glimmerskifer og sandstein til venstre. I forgrunnen har vi jordbruksområder på sandige elvesletter mens kvabbavsetningene gir grunnlag for dyrking langs dalsidene. Foto BAF den er en hardere bergart (gabbro) enn de omliggende bergartene på f.eks. Flattronden (1308 m o.h.) og i Glåmdalen hvor vi finner amfibolitter og grønnsteiner. Litteratur: Nilsen, O. & Wolff, F.C. 1989: Geologisk kart over Norge, berggrunnskart RØROS & SVEG - 1: Norges geologiske undersøkelse. Siedlecka, A., Nystuen, J.P., Englund, J.O. & Hossack, J. 1987: Lillehammer - berggrunnskart M 1: Norges geologiske undersøkelse. Sigmond,E.O.1985:Berggrunnskart over Norge 1:1 mill. Brukerveiledning. Norges geologiske undersøkelse. Skjeseth, S. 1996: Norge blir til. Norges geologiske historie. En innføring i bilder og tekst for undervisningsbruk, Schibsteds forlag, 88s. Bergverk og gruvedrift I de siste tre hundre årene har gruvedriften og aktiviteter knyttet til denne vært vesentlig for folks daglige liv i Nord- Østerdalen. Uten inntekter fra gruvene for trekull, trevirke og trans-port, ville hverdagen for mange ha vært betydelig tyngre. I Alvdalstraktene foregikk det uttak og foredling av malm. For eksempel tok Det Elvedalske værk ut malm fra Baugsberget i ca og seinere. Dessuten var det periodevis drift ved Gammelsætra og ved Steigen. Mest kjent er kanskje Lovise Hytte, hvor den nye smeltehytta ble bygd i Foredling av kismalm fra Folldal foregikk her. Disse malmene var råstoff for utvinning av kopper og svovelsyre. Litteratur: Sørhuus, S. 1998: Lovise hytte og bergverksdrift i Alvdal. Alvdal Folkebiblioteket, 26s. Landskap Innen Alvdal kommune er dagens landskap karakterisert ved store fjellområder på m o.h. Disse er gjennomskåret av fire markerte daler. I øst finner vi Glåmdalen og Østerdalen og i nordvest går Folldalen opp til Folldal og Hjerkinn. Mellom disse dalene sees Sølndalen og Aumdalen med flere mindre sidedaler. To markante fjell-topper stikker opp i landskapet. I sør-vest er Storsølnkletten med sine 1827 m lett synlig, mens Tron med sine 1665 m er dominerende i nordøst (Fig. 1). Ut fra høydedraget mellom Storsølnkletten og Store Nehatten (1316 m o.h.) i sør, renner det flere elver mot vest, nord, øst og sør. Mot vest og nord samler disse elvene seg i elva Sølna. Denne munner ut i Glåmdalen ved Alvdal. Sammen med elva Auma i sør og Folla i nordvest, er dette de vesentligste vass-dragene innen de sentrale deler av kommunen. Som vi senere skal se av løsmasse-formene langs Folla-, Sølna- og Aumavassdraget, var dette også den veien smelte-vatnet fulgte under isav-smeltninga, først mot nord, seinere mot øst og sør (Fig. 2). Mellom Folldalen i nordvest og Sølndalen i sør, renner elva Hausta øst og sørover. De gjel og terrasser vi ser her har en meget interessant historie. Mest markert er imidlertid Jutul-hogget over Barkaldkjølen. Dette gjelet er helt spesielt i norsk sammenheng og skal vies særskilt

10 GRÅSTEINEN 4 SIDE 9 opp-merksomhet seinere. I perioder med flom kan dagens elver ha stor vassføring. Denne har gitt oss store og djupe nedskjæringer med pågående erosjon i elvesidene. Høye og store utrasninger gir stedvis gode snitt. Disse viser at avsetningene har en variert sammensetning. De største dalene i området er fylt med løsmasser som ofte er terrasse-formet. Disse formene av sand og grus setter preg på landskapet. Det er også her vi finner ressurser av grus og sand, arealer som er bebygd m.m. Jordbruksarealer er knyttet til finkornige elveavsetninger langs dagens elver (Fig. 5) og kvabbavsetningene i dalsidene. Høyfjellsbeiter og setervoller sees på moreneavsetninger (Fig. 3). I mange områder ser en ikke fjell-overflaten i elvene. Dette kan bety at fjellgrunnen ligger mye djupere enn dagens elver. Ved Alvdal tettsted viser undersøkelser at berggrunnen ligger minst 100 m djupere enn dagens dalbunn av løsmasser. Litteratur: Mannerfelt, C.M. 1940: Glacial-Morfologiske studier i norska høgfjell. Norsk geografisk Tidsskr. B 8, Sollid, J. & Sørbel, L. 1994: Distribution of glacial landformes in Southern Norway in relation to the thermal regime of the last continental ice sheet. Geogr. Ann 76 (1-2), Årsaker til istider: Forskere har lenge vært opptatt av istidene og deres årsaker.både iskjerner fra innlandsis på Grønland og sedimentkjerner fra dyphavene gjør oss i dag i stand til å rekonstruere klimaet langt bakover i tid.det er enighet om at vekslinger mellom istider og mellomistider kan skyldes astronomiske forhold.den første som utviklet dette var fysikeren Milankovitch.Han fant at periodiske variasjoner i jordbanens form, jordaksens helning og i jordaksens bevegelse til sammen gir varierende innstråling av solvarme til jordoverflaten.med periodisk syklisitet vil dette føre til istider.grovt sett kan vi si at vi har hatt istider med en varighet på ca år, med mellomistider på ca år. Siste istid Kvartærtiden omfatter de siste 1.8 millioner år av jordens geologiske historie. Denne perioden er preget av store klimasvingninger, med dannelse av flere istider og varmere mellom-istider. Innenfor den enkelte istid var det perioder med noe varmere klima - kalt interstadialer. Sammenligner vi de forholdene vi i dag har med forholdene under interstadialer og mellomistider, vil vårt klima nå tilsi at vi befinner oss i en mellomistid. Under istidene ble de sentrale deler av Norge dekket flere ganger med innlandsis (Fig. 6). Fra fjellområdene vokste breene ut til kysten av landet vårt. Under maksimal nedisning lå senteret for denne brekulen helt inne i Botnvika mellom Sverige og Finland, og det antas at vårt område lå under en mektig iskappe. Vekten av denne trykte ned jordskorpa flere hundre meter. Da isen forsvant og trykket avtok, hevet jord-skorpa seg igjen. Selv i dag stiger skorpa med noen cm pr. hundre år. Gjentatte nedisninger med breer i Fig. 6. Isens utbredelse i Nord-Europa under siste istids maksimum.

11 GRÅSTEINEN 4 SIDE 10 Snø til breis: Isbreer dannes i områder hvor det faller mer snø enn det smelter hvert år.blir snøen liggende vil det bli en tetthetsøkning fra ca.0.1 g/cm 3 for tørr, nyfallen snø til ca.0.55 g/cm 3 for snø som overlever sommeren.denne snøen kalles firn.den videre tetthetsøkningen i firn foregår ved at større snøkrystaller vokser på bekostning av mindre. Med stadig tilgang på vatn i firnlaget dannes islag.ved tetthet på ca.0,8 g/cm 3 er firnen nærmest lufttett og er blitt til breis. Fig. 7. En 60 m høy skjæring i de gamle avsetningene langs Djupdalsbekken. De finere bunnlagene ligger under bakkenivå. Foto BAF dalene eroderte, transporterte og avsatte løsmassene på nye steder. Vi kjenner bl.a. til at blokker fra området ved Oslo er ført helt til Danmark og Vest-Skottland. I Alvdal vil en se blokk- og steintransport de fleste steder. Lettest er det å se transporten av kvartsitter oppover gabbromassivet i Tron eller flyttingen av grunnfjellsblokker opp etter sørsiden av Storsølnkletten som består av kvartsitt. Lyse kvartsittboller og steiner flyttet fra dekkeseriene i sør innover grønn-skifrene i nord, er også meget vanlig. Innen de nordlige og nordøstlige deler av Gudbrandsdalen og Glåmdalen, var iserosjonen liten. I Gudbrandsdalen er det gjort funn av støttenner fra mammut. Disse viser oss at dyrene levde i Norge under en isfri periode før siste gang innlandsisen dekket landet. Litteratur: Andersen, B.G. & Borns Jr. H.W. 1994: The Ice Age World. An Introduction to Quaternary History and Research with Emphasis on North America and Northern Europe During the Last 2.5 Million Years. Scandinavian university press, 208s. Nesje, A. 1995: Brelære. HøyskoleForlaget, 124s. Thoresen, M. 1990: Kvartærgeologisk kart over Norge. Tema: Jordarter. M 1:1 mill. Nasjonalatlas for Norge, 64s. Thoresen, M. & Bergersen, O.F. 1983: Submorene sedimenter i Folldal, Hedmark, Sør-øst-Norge. Norges geologiske undersøkelse, Bulletin 389, Utviklingen av siste istid Siste istid lar seg dele opp i perioder (faser), hvor det sammenhengende isdekket var, eller nesten var, smeltet bort. Spor etter slike perioder/faser er sjeldne i Norge, trolig fordi breer under den siste fasen av siste istid har fjernet det meste av de eldre sporene. I Alvdalsområdet finnes to kjente lokaliteter med spor etter en isfri fase før siste nedisning, som begge på grunn av funn av marleiker (se nedenfor) er kjent for mange alvdøler. Her skal vi se litt på den spennende historien bak løsmassene og marleikene. Djupdalsbekken (Fig. 7) og Gråmobekken har begge skåret seg ned i tjukke løsmasser i Folldalens nord- og sørside ved Dølplass. I tillegg til de opp til 60 m høye veggene med løsmasser som er synlige langs Djupdalsbekken (Fig. 7), ligger det til sammen ca. 10 m finkornig lagdelt blåleire og tjukke sandlag under bakkenivå. Underst, direkte på fjelloverflaten, ligger usorterte masser som er eldre morene etter breer. Sanden over og de finkornige lagene er avsatt i en bredemt sjø som oppstod da isen smeltet. De fine lagene representerer bunnlagene i sjøen. Tilsvarende løsmasser finnes også ved Gråmobekken. Her er det utglid-ninger i lagene som blottlegger mar-leikene. De spor vi ser etter bresjøen forteller oss at isen etter hvert smeltet bort før neste nedisning startet. Den øverste synlige delen i Djupdalsbekken består av usorterte morenemasser fra en sen fase i siste istid. Her har breen lagt igjen mektige løsmasser mens det enda var mye is over området. I lagene som representerer tiden mellom nedisningene (sanden/leira) finnes det også bittesmå rester av et gammelt vegetasjonsdekke. Dette har vi alders-bestemt til ca år gammelt ved 14 C metod- Dannelse av innlandsis: Senkningen av årsmiddelstemperaturen ved istidens begynnelse ga bredannelse i skar og gamle botner på fjelltoppene.disse breene vokste sammen til platåbreer som sendte utløpere ned i dalene og fylte opp disse.dette ga oss etter hvert et sammenhengende isdekke, en innlandsis. En innlandsis er karakterisert ved at den dekker store områder og har så stor istykkelse at undergrunnens topografi ikke gjenspeiles på overflaten. Typisk for innlandsisen er dessuten at den vil bevege seg radiært ut til alle sider fra breoverflatens høyeste områder uavhengig av fjelloverflaten under.

12 GRÅSTEINEN 4 SIDE 11 R Fig.8.To morenerygger (M) på nordsiden av Storsølnkletten. Endemorenene er dannet av en lokal botnbre som lå til venstre på fotografiet. Inn mot fjell-siden er de dekket av rasav-setninger (R). Foto BAF Marleiker: Utfelling av karbonat som har fulgt gjennomstrømning av grunnvatn i sedimenter. Ofte bygger kalken seg opp rundt et gruskorn eller en stein og "vokser" innenfra og utover. Marleikene er ofte sirkulære eller sammenvokste sirkulære former 4-8 cm i diameter og 1-2 cm tykke. Marleiken under er 5 cm i diameter. M M en. Marleikene inneholder noe uran og thorium. Dette kan også nyttes til aldersbestemmelse. Resultatene er godt i samsvar med 14 C dateringene. For øvrig finner vi pollen som viser at det fantes gras, vier og noe dvergbjørk. Avsetningens plassering i en bratt sidedal til Folldalen viser oss dess-uten at eldre avsetninger fortrinnsvis finnes i posisjoner hvor de ligger i le for isstrømmer gjennom dalene. Mindre skjæringer av denne typen finnes langs elvene Hausta og Sølna. Disse er ikke studert i dag. Når den tiden kommer, vil disse gi ytterligere opplysninger om de tidligere forholdene i området ved Alvdal. Når vi setter disse typer av data Fig.9.Sølna følger et stort smeltevannsløp utformet under isavsmeltinga her i de midtre delene ved Sølnsætra.Foto BAF1998.

13 GRÅSTEINEN 4 SIDE C metoden: Små rester av organisk materiale kan aldersbestemmes ved 14 C-radiokarbonmetoden Levende planter og dyr tar opp karbon fra omgivelsene i samme mengdeforhold som det finnes i atmosfæren. Når organismen dør stopper opptaket og karbonet brytes gradvis ned og etter ca år vil halvparten være forsvunnet.ved å måle rest-verdien av karbon i dødt organisk materiale som vi finner i jorda, kan vi på denne måten si noe om hvor lenge materialet har ligget der. Fig.10.Elveerosjon i brattskrentene langs Sølna forandrer dette smeltevassløpet kontinuerlig.foto BAF1998. sammen over større regioner gir de opplysninger om vår klimahistorie og om hvorfor det har vært klimasvingninger. I noen tilfeller kan disse dataene også si noe om hvor kraftige svingningene har vært. Dette er viktige brikker for også å kunne si noe om framtidas klima. Litteratur: Dahl, S., Nesje, A. & Øvstedal, J Cirque glaciers as morphological evidence for a thin Younger Dryas ice sheet in east - central southern Norway. Boreas 26, Thoresen, M. & Bergersen, O.F. 1983: Submorene sedimenter i Folldal, Hedmark, Sørøst-Norge. Norges geologiske undersøkelse, Bulletin 389, Temperatur i breer og deres bevegelse: Siden temperaturen vanligvis synker med økende høyde og breddegrad, avtar temperaturen i breen med høyde og nordlig og sørlig bredde. Temperaturen i breen er også avhengig av varmeutveksling i forbindelse med ledning, stråling og konvensjon fra omgivelsene. Smeltevatnets transport av energi til det indre av tempererte og subpolare breer er viktig på grunn av de store energimengder dette avgir når vatn fryser. Sammen med en varierende årsmiddelstemperatur vil dette være faktorer som gjør bremassen mer eller mindre bevegelig. Desto "varmere" breen er, desto mer bevegelig vil den være. Er breen kald og underkjølt, vil den fryse fast til undergrunnen (polar bre). De spor som vi ser som isskuringsstriper, rundsva, drumlinformete rygger o.l. er med andre ord spor etter en temperert bre i bevegelse. Fig.11. Stien langs vestsiden av midtre- Breidsjøen (952 m o.h.) følger en esker. Foto BAF 1998.

14 GRÅSTEINEN 4 SIDE 13 Spor etter isbevegelser og dreneringsveier Det er fastslått at vi har hatt flere istider og mellomistider. Dette betyr at brestrømmer kan ha fulgt samme utviklingsmønster flere ganger. De spor vi ser i fjelloverflaten, f.eks. skuringsstriper og sigdbrudd, trenger med andre ord ikke å være samtidige. Dette er en kompliser-ende faktor når slike elementer stilles sammen i regionale mønstre. De studier som er gjort, viser at vi under den siste nedisningen først har hatt en tidlig isbevegelse mot sørøst gjennom dalene. Denne bevegelsen etterfølges av en regional bevegelse rettet mot nordvest ut fra et isskille som lå over området Atna - Rendalen. Det er denne plasseringen av isskillet sør for dagens vasskille, som ga grunnlaget for bresjøer mellom vasskillet og breresten i sør. Flyttblokker: Det er funnet steiner av kvartsitt og sandstein på toppen av Tron (Fig. 12) og granittblokker opp etter sørsida av Storsølnkletten. Etter som Tron og Storsølnkletten består henholdsvis av gabbro og kvartsitt, viser dette at innlandsisen har gått over disse høye fjellområdene. Transport av grunnfjells-bergarter fra grunnfjellsvinduet syd for Storsølnkletten viser at isbevegelsen her har vært rettet mot nord. Botnbredannelse: I botndalen nord for Storsølnkletten har en lokal botnbre avsatt endemorener (Fig. 8). Tilsvarende botnmorener er beskrevet fra f.eks. Bjørnholet øst for Atnsjøen (se Rute: T6). Disse rand-morenene vil ikke kunne dannes om innlandsisen lå høyere enn fjellbotnene. Forskere har hevdet at endemorenene kan være gamle avsetninger som er blitt bevart under en kald bre i siste istid. Dette passer dårlig med de friske formen endemorenene har. Denne til-sier en dannelse av en botnbre etter at den generelle isoverflaten var senket til et lavere nivå enn botnene. Etter som botnene ved henholdsvis Storsølnkletten og Bjørnholet ligger 1110 m o.h. og 1180 m o.h., gir dette en maksimumshøyde for overflaten til innlandsisen på ca 1100 m o.h. under botnbredannelsen (Dahl et al. 1997). Eskere: Eskere er langstrakte, ryggformete sandog grusavsetninger. Ofte er de avsatt mot terrenget og viser oss at det smelte-vatnet som avsatte ryggene har stått under trykk. Trykket må minst ha vært lik differansen mellom det laveste og høystliggende punktet på ryggen. For eksempel ligger innløpet omtrent 150 m lavere enn utløpet i passet vest i Haustdalen, over til Folldal. Dette tilsier et trykk på minst 15 atmosfærer. Eskerne følges ofte nær sammenheng-ende over store avstander, for eksempel langs vestsiden til Nordre Breidsjøen eller gjennom Finnbudalen (se kartet). Ut fra eskernes forløp i området kan vi se at de alle har hatt en nord-nordvestlig trykkgradient. Dette er en følge av at overflaten for innlandsisen generelt steg mot syd. Store smeltevassavsetninger: Det er de store terrasserte smeltevassavsetningene og store erosjonsløpene som dominerer i landskapet. Oppover i f.eks. Aumdalen, Sølndalen (Fig. 9 og Fig. 10) og Haustdalen (Fig 13), er disse avsetningene meget godt utviklet. Arealmessig vil de i kartbildet kunne være flere km 2 Fig. 12. Stein av rundet kvartsitt (øverst) og sandstein funnet på toppen av gabbromasivet Tron. Den godt rundete steinen av kvartsitt viser oss at den må ha blitt rundet i vatn og først senere blitt plukket opp og ført opp til toppen av Tron. Dette viser at innlandsisen har gått over Tron, men sier ikke når dette skjedde. Isskuringsstriper viser oss at den siste isbevegelsen i området var mot nordvest. Vasskiller og brekulminasjon: Under istidene var det vasskillenes (passenes) beliggenhet i forhold til isresten som styrte smeltevatnets dreneringsretninger. Fra områdene i sør rente smeltevatnet under og gjennom innlandsisen (breen) mot vasskillene i nord. Smeltevatnet ble først ledet over Folldal/Fundin-området til Driva og seinere til Orkla og Gaula i Sør-Trøndelag. Etter hvert som breoverflaten sank, drenerte vatnet over lavereliggende overløp. Det siste overløpet var over Barkaldkjølen ved Jutulhogget, men nå gikk avrenningen mot sør. Fig. 13. Elva Hustas terrasseflater referert til markerte vassmettete nivåer i innlandsisen. Mellom terrasseflatene er det dype erosjonsløp. Disse tyder på hurtige endringer av akkumulasjonsbasis (vassnivået). Modifisert etter Follestad (1997).

15 GRÅSTEINEN 4 SIDE 14 Øvre Glåmsjø 740 m-nivået med drenering over Savalen (S),Tron (T) S Fig.14. Regionale vassnivåer oppstod i og langs sidene til innlandsisen etter som forskjellige pass overtok i nord. Dette ga grunnlag for de nivåer som har bestemt avsetningenes dannelse og beliggenhet i dalgangene (jfr. fig. 13). På figuren må man tenke seg at det enda lå is i passet, mens smeltevatnet langs breens sider og bunn rente gjennom passet. Passets høyde ble således det laveste punktet for etablering av et vassnivå bakover i innlandsisen. Det er disse laveste nivåene i tilknytning til henholdsvis 740 m-nivået over Savalen og 660 m- nivået over Røros, vi finner som setelinjer og/eller markerte terrasseformete avsetninger i sidedaler til Folldalen og Glåmdalen. Denne todimensjonale modellen er basert på en 100 x100 m 2 rute med basis i Statens kartverks høydedatabase. (T) Tron, (S) Savalen, (R) Røros. Nedre Glåmsjø 660 m-nivået med drenering over Røros (R), Tron (T) T R store. Disse avsetningene viser flere karakteristiske fellestrekk med hensyn til høyde over havet, utforming og opp-bygging. For eksem-pel har alle de høyst-liggende avsetningene i dalgangene erosjons-løp med dødisgroper på terrasseflatene. Dette forteller at av-setningene er dannet i nær kontakt med innlandsisen. Avsetningenes utstrekning og beliggen-het over havet viser oss dessuten at nivåene må være styrt av de samme regionale vassnivåene i innlandsisens undre deler (Fig. 14). Slukåser: På utløpssida av passene er det dannet slukåser (Fig. 15). Disse opphører ofte nokså markert mot de samme nivåer som styrte dannelsen av dalenes terrasse-flater. Slukåser gir sammen med terrasseflatene som er dannet langs og innunder breen, holdepunkter for dreneringsforløpet fra dal til dal. Seter (lokalt kalt såttåer ): Dette er strandlinjer langs dalsidene dannet i mer eller mindre åpne sjøer langs isresten i dalene. Åpne sjøer eller drenering langs og under isen? Formelementer i pass og passområder: S T Pass er sadelpunkt mellom to dalganger hvor vatnet nå drenerer i hver sin retning. På innløpssiden (proksimalt) av passet er det ofte markerte spor etter erosjon. Erosjonssporene er karakterisert ved en- og tosidige erosjonsrenner og avspylte partier langs fjellsidene.i noen tilfeller vil de høyestliggende rennene (laterale sporene) også kunne gå gjennom passet.dette viser oss at forløpet til disse løpene er bestemt av andre og høyereliggende forhold på utløpssiden, f.eks andre overløp. I passet og på utløpssiden (distalt) er det alltid dannet et markert gjel (canyon).disse kan som regel følges m nedover i dalsiden. Akkumulasjonsformer som slukåser, opptrer ofte på utløpsiden.disse ryggformete avsetningene avsettes i de umettete deler av innlandsisen og opphører der hvor bremassen er vassmettet.

16 GRÅSTEINEN 4 SIDE 15 S Fig. 15. Fjellmasivet Vordengvorda har flere overløpspass mellom Haustdalen og Folldalen. I passene og i dalene på begge sider av disse, lå innlandsisen mens smeltevatnet rente her, se formelementer i pass og passområder. Foto viser det avspylte passet og erosjonsrennen nedover fjellsiden i Folldalen. I skogen (s) er det flere akkumulasjoner (slukåser). Disse er avsatt i de regionale vassnivåer som ble dannet under og delvis langs isresten i Folldalen. Foto BAF En død og stagnerende innlandsis kan oppfattes som et sprekkemagasin med nær 100% vassfylling i de nedre deler. Hvor høyt dette magasinet skal fylles vil være avhengig av hvilket overløp (pass) som er i funksjon. Lavereliggende overløp vil bli aktive ved en generell senkning av isoverflaten og/eller som en følge av temperaturendringer i brekroppen. Er magasinfyllingen stabil over lengre tid, vil dette bli et regionalt avsetningsnivå under innlandsisen. I vårt område viser beliggenheten til breelvsavsetningene i dalene, sammen med opphørspunktene for slukåsene, at slike vassmettete smeltevassnivåer har eksistert i innlandsisen innenfor intervallene 900 m o.h., m o.h, m o.h. og m o.h. De karakteriseres ved en noe varierende regional utbredelse. Legg merke til at nivåene passer godt med kjente pass-høyder, henholdsvis Rødalen 930 m o.h., Savalen 740 m o.h. og Rugeldalen 660 m o.h. (Fig. 16 og tabell 1). Fra de høyereliggende deler av Breidsjøområdet (mer enn 1000 m o.h.) og i tilstøtende områder av Folldal kommune viser studier av store avspylte soner med bl.a. smeltevassløp langs dalsidene, at vatnet har fulgt fjellsidene nesten horisontalt over avstander på mer enn 17 km. Fallet eller gradienten for disse løpene er ca. 0,8 m/km. Da sprekker i en temperert bre vil lukkes på djup større enn m vil løpene neppe kunne være dannet djupt under brekanten. Løpene på innløpssiden til f. eks. Vordengvorda (1076 m o.h.) er blitt dannet omtrent samtidig med slukåser på utløpssiden (jfr. Form-elementer i pass og passområder ). Disse slukåsene har opphørspunkter på m o.h. Med andre ord rente smeltevatnet fra en isoverflate på noe mer enn 1076 m i Haustdalen til Folldalen og videre nordover til Savalen. Det styrende vasspeilet i innlandsisen innen trakten Folldal/Savalen var på dette tidspunktet et pass ved Savalen på m o.h. De øvrige passene i Folldalen (Tabell 1, pass 1-5) har på dette tidspunktet ikke hatt en styrende effekt på vasspeilet. I Folldalsområdet er det i den senere tid utført 14 C-dateringer av organisk materiale fra flere forskjellige lokaliteter, bl.a. fra Søndre Kvitdalsvatn (omtrent på vannskillet mellom Drivdalen og Folldalen/ Kvitdalen) og Grimsbu. Disse viser at vi hadde en organisk produk-sjon i området for til Oppfølgende dateringer fra Stormoen i Folldal på organiske avsetninger i flere dødisgroper ga maksimumsaldre på ca C - år. Disse dødisgropene ligger i 660 m-nivået for Nedre Glåmsjø. Det er utført telling av pollen på en kjerneprøve fra en dødisgrop ved

17 GRÅSTEINEN 4 SIDE 16 Fig 16. Beliggenheten til passpunkter i Folldal - Alvdals-området er vist ved nr og tynne piler, jfr. med tabell 1. Tykke grønne piler peker mot dreneringsdalene nord for vasskillet. Tabell 1. Passpunkt i Folldal - Alvdal området Pass fra Samtidig Ref. Fig. Folldalen over Samtidig subglasialt Med drenering 16. til Einunndalen, breoverflate i bresjønivå i til pass vest og passhøyde gitt Folldalstrakten, Einundalen, nord for m o.h. gitt i m o.h. gitt i m o.h. Einunndalen Gjennom Bekkelægret 1115 m o.h. til Driva, gjennom Fundin 1060 m Raudbergsskaret, o.h. til Orkla og 1 passhøyde gjennom Setaldalen 1355 mer enn m o.h. til Orkla 2 Einståkåskardet (Kakelldalen) 1150 mer enn " "--- 3 Kjeringa, 1170 mer enn " "---- Gjennom Bekkellægret 4 til Driva 1060 m o.h., Kvittjørnin, 1104 mer enn Orkla Setaldalen 5 Bjørnskardet, Gjennom Bekkelægret 1115 m o.h. til Driva, gjennom Fundin 1060 m o.h. til Orkla og gjennom Setaldalen 1134 mer enn m o.h. til Orkla 6 Vordengvorda, 990 mer enn videre til Savalen 7 Savalen, 740 mer enn Til Orkla 8 Rugldalen, 660 Til Gaula Samtidig Pass mellom Samtidig subglasialt Sølndalen/Folldalen, breoverflate i bresjønivå i Med drenering passhøyden gitt Sølndalen, gitt Folldalen, til Einunndalen i m o.h. i m o.h. gitt i m o.h. over Folldalen 9 Haustdalen, 875 mer enn " "--- Grimsbu, ca. 600 m o.h. Denne viser en lysåpen bjørkeskog med innslag av vier og bærlyng. De urtene som er registrert, viser at undervegetasjonen bar preg av høystauder. De funn som er gjort av konkuransesvake pionerarter (Dryas, Oxytropis, Saxifraga oppositifolia) tyder på at det i vegetasjonen finnes åpne flekker. Prøven er datert til år før nåtid. Prøver tatt høyere oppe i kjernen, viser at vi etter hvert fikk en tettere bjørkeskog. Denne vegetasjonsutvik-lingen viser oss sammen med de fore-liggende dateringene at vi har hatt isfrie forhold i området, langt tidligere enn antatt. Dette har betydning for hele inn-vandringshistorien til området, både med tanke på dyr og mennesker som fulgte etter. Som det framgår av fig. 17, var det store isfrie områder mot nord. Mot syd nådde isen ut til Horten/Moss området. Litteratur: Andersen, B.G., Lundquist, J. & Saarnisto, M. 1995: The Younger Dryas margin of the Scandinavian ice sheet - an introduction. Quaternary International 28. Dahl, S.O., Follestad, B & Nesje, A Age of Cirque Glaciation and Ice-dammed Lakes during the Deglaciation in East-Central Norway. NGFs Vintermøte Follestad, B. A. 1997: Preliminary report on the research project: Upper and Lower Glomsjø - subglacial waterways or open lakes?. Norges geologiske undersøkelse, Bulletin 433, Fig. 17. Innlandsisens utbredelse og overflate (A-A ) for år siden modifisert etter Dahl, S.O., Follestad, B. & Nesje, A

18 GRÅSTEINEN 4 SIDE 17 Elvesletter og flom Elveslettene omfatter som ordet sier, de flatene som ligger nærmest inntil elvene. I sidedalene hvor elvene er bratte, foregår det vesentlig erosjon i dybden. Dette gir små elvesletter langs elva. Når elva kommer ned i hoveddalen, blir den som regel slakkere. Her får vi avsetning (akkumulasjon) av de løs-massene vatnet har tatt med seg høyere oppe fra. Sammen med elvas tverrprofil og lengdeprofilet vil nå variasjon i vass-massene utforme elveslettene videre. I elvesvinger vil det i yttersvingene fore-gå erosjon, mens sand og grus legges igjen i innersvingene. Dette vil over tid flytte elva utover på elvesletta. Etter hvert vil det oppstå store elvesvinger, kalt meandersvinger. Disse store svingene i elva viser oss at det er like-vekt mellom erosjon og akkumulasjon. Under flom øker vassmassene og vasshastigheten betydelig. Dette betyr at den likevekt som var opprettet kommer ut av balanse og elva tar nye løp. Dette ser vi på elveslettene som avsnørte sjøer og markerte tørrlagte elvesvinger. Har flommen vært stor kan det nye elve-landskapet bli temmelig forskjellig fra det landskapet vi hadde tidligere. For å hindre slike endringer av elveløpene er det i de seinere årene bygget store elveforbygninger flere steder langs Glåma i Alvdal. Det er Norges vassdragsog energidirektorat (NVE) som er ansvarlig for dette. Gjennom en årrekke har NVE foretatt målinger av vassføringen i våre vassdrag og satt denne informasjonen sammen i tidsserier (Fig. 19). Disse tidsseriene viser at flommer av en hvis størrelse statistisk sett vil gjenta seg. Vi kan derfor snakke om 10-års flommer, 50-års flommer eller 100 års flommer og knytte disse til en viss vassmengde. Denne grenselinjen vil så i neste omgang settes som nedre grense for f.eks. bebyggelsen langs elva. På denne måten vil samfunnet prøve å beskytte seg mot de skader store flommer (100 årsflommen) vil føre med seg. Data om dette er tilgjengelig fra NVEs-databaser, f.eks. HYDRA II- Databasesystem for hydrologiske og meteorologiske data ved Hydrologisk avdeling, NVE. Elvesletter og grunnvatn Langs elvene vil det alt etter hvor stor vass- Fig. 18. Elveslettene ved Alvdal sett fra syd under flommen i Foto:Trykt med tillatelse fra NVE. Fig. 19. Hydrologiske målinger, Kilde NVE.

19 GRÅSTEINEN 4 SIDE 18 Fig. 20. Montering av utstyr for automatisk overvåkning av grunnvannskvalitet i Eksempler på målinger for året 1998 er gitt i fig ). Diagrammene viser oss at flommen i Folla rundt 29. april i 1998, medførte stigning i grunnvatnmagasinet og end-ringer i den kjemiske sammensetningen av vatnet. Dette betyr at skal en sikre industri og befolkning godt vann, må grunnvassanlegget ha utstyr for vassbe-handling. Dette må ikke nødvendigvis brukes mens vasstanden i elva er lav og vasskvaliteten er stabil, jfr. variasjon i parametre. Fig. 21. Automatisk overvåkning av grunnvatn. Med elektroder kan vi måle endringer i vasskvalitet og grunnvasstand. Øverst vises temperaturmålinger, i midten ledningsevne og nederst grunnvasshøgden under bakken. Vi ser at når grunnvasstanden stiger rundt 29 april 1998, går temperatureren ned mot 0 o. Dette tyder på at smeltevann kommer inn i grunnvassmagasinet. At ledningstallet dvs. frie ioner i vatnet, går ned, støtter også opp under dette etter som grunnvatn har et høgere ionetall enn flomvatn. Temperatur (gr. C) El.ledningsevne (ms/m) Grunnvannstand, meter over måler føringen er, kunne foregå en inntren-ging av vatn i løsmasser og fjellsprekker. Denne inn- og utstrømningen skjer gjennom kontaktflaten mellom elva og løsmassene i elveskråningen. Blir det storflom og elveslettene oversvømmes, vil det også skje en nedtrenging til grunnvassmagasinet i disse områdene. Det er denne inn-trengingen av elvevatn og nedbørsvatn i avset-ningene langs Folla og Glåma som gir grunn-vassdannelsen i elve-slettene. Kvaliteten på vatnet i elvene, sammen med arealbruken i om-rådet, vil derfor avgjøre kvaliteten på grunnvatnet. I Alvdal forsynes store deler av befolk-ningen med grunnvatn fra anlegget på Gulløymoen. Vatnet her hentes fra et sandlag som ligger ca. 10 m dypt gjennom skråttstilte filterbrønner. Brønnene kan gi ca liter pr. minutt. Vasskvaliteten er god. Alvdal kommune har sammen med NGU i regi av forskningsprosjektet HYDRA satt i gang automatisk måling av vassparametre (Fig. 20 og fig. Elvesletter og jordenergi Grunnvatnet i elveslettene vil over tid mot dypet holde gjennomsnitts årstemperatur for området. Vatnet vil således representere en betydelig energikilde med tanke på kjøling og oppvarming. Dette er forhold som moderne varmepumpeteknologi kan nyttiggjøre. For eksempel vil en brønn som gir 7 liter i sekundet med et varmeuttak på 3 C pr. liter gi ca. 100 kwatt pr. time. De spesielle forholdene vi har i Alvdal med varmt vann i Glåma (fra kraftverket nord i bygda som nytter bunnvatn fra Savalen) og smeltevatn i Folla store deler av året, tilsier at blandingen av disse energikildene må kartlegges nøye før vi kan ta dem i bruk. I denne sammenhengen skal vi bare understreke at grunn-vatnets temperatur vil være langt mere stabil og vise mindre svingninger enn elvevatnet. Dette vil i perioder med varme kunne bli ganske varmt. For eks. vil vatn på 4-5 C være ypperlig til kjøling om sommeren av indistribygg m.m. Selv om 4-5 C er lavt, vil dette temperaturintervallet være tilstrekkelig til bruk i varmevekslere for oppvarming. Litteratur: Faafeng, B., Lydersen, E., Kjellberg, G. & Bjerknes, V Miljøkonsekvenser av flom - flom og vannkvalitet. HYDRA-rapport nr. Mi01, 67s.

20 GRÅSTEINEN 4 SIDE 19 Bil- og sykkelveier i Alvdalsområdet Vi har for de valgte bil- og sykkelveier i området tatt utgangspunkt i riksveier, fylkesveier og skogsbilveier. De er alle av god kvalitet og går gjennom gode ekskursjonsområder. På vedlagte kart er rutene merket med B1 - B 6. Husk at det er flere bomveier i området. Fig. 22. Ekskursjonsrutekart for bil - og sykkelveier.

21 GRÅSTEINEN 4 SIDE 20 Rute B1 Alvdal (sentrum) -Trondsvangan -Tron (se også rute T7). På denne ruta tar vi ei reise bakover i historien etter hvert som vi kjører eller går opp mot Tron fra Alvdal. Langs veien er løsmassene så tykke at fjellblot-ninger bare sees i de øvre partier av rute B1 til Tron. Imidlertid kan du dersom du følger elveskjæringen oppover til fots, se skifre med noe forskjellig uttrykk, før du møter gabbromassivet på Flattron. Turen fra sentrumsområdene fram til stopp 1 ved gården Tronstad (1) går gjennom finkornig, lyse kvabb- og sandavsetninger som i de fleste tilfeller er dyrket. Det er ikke tilfeldig at gårdene ligger der de gjør, i denne delen av hoveddalen. Våre forfedre visste å finne de lett dyrkbare og tørre områdene. Kvabben representerer bunnlagene i den bredemte Jutulhoggsjøen og strekker seg opp til ca. 510 m o.h. Flere mindre skjæringer sees her. Alvdal sentrun - Tronstad gård (1) Når veien tar av opp mot Tron fra gården Tronstad, beveger vi oss gjennom rygger og hauger av grus og sand. Disse er et resultat av at vatn har rent ned i tunneler under isresten som lå igjen i dalen etter at Nedre Glåmsjø opphørte. En større skjæring sees i en langstrakt slukås (Fig. 23). Denne viser lagdelt sandig materiale. Trondsvangan (2) På veien oppover mot Trondsvangan er det en utflating i terrenget som representerer Nedre Glåmsjøs nivå ca. 660 m o.h. Du ser og opplever strand-linjen best ved å følge stien fra Trondsvangan til Alvdal (se også rute T 7.) Ved Trondsvangen har du alle muligheter til å lære mer om naturen og kulturen i området. Naturstiene som starter her omhandler både botanikk, geologi og gruvehistorie. (To turalternativ er beskrevet i eget hefte som fås kjøpt på turiststedet Tronsvangen seter as). Vei til Flattron (3) Langs veien videre mot Flattron (3) kan man se flere frostfenomener (Fig. 24). Aktive fryse-/tineprosesser som foregår her nå gjør at stein fryser opp av bakken og danner steinstriper nedover lia. Enkelte steder dannes tunger eller valker av stein og jord som "flyter" sakte og umerkelig nedover. Bevegelsen er trolig noen cm. pr. år. Også ovenfor Flattron finnes tilsvarende fenomener. Frostformer: I klimasoner med svingninger omkring fryse- /smeltepunktet, f.eks.høyt over havet eller langt mot nord, vil løsmassene beveges ved fryse- og tineprosesser.terrengskråninger hvor dette foregår, vil påvirke mønstrene som dannes.i hellende terreng (mer enn ) dannes steinstriper, mens polygoner og tuer dannes på nær horisontale flater.disse fryse- og tineprosessene som var særlig aktive under isavsmeltinga, er også aktive på Tron i dag. Tron (4) Helt på toppen og på flatene nord for masta (Fig. 25), er steinringer (steinpolygoner) vanlig. På dette flate partiet fryser stein opp og presses ut til siden (Fig. 26). Dette gir ringer. Når flere ringer har vokst sammen får vi et polygonmønster. En forutsetning for å få dannet disse mønstrene er stor tine- og fryseaktivtet som jo er vanlig her oppe hvor temperaturen svinger mye. Legg merke til når du sitter der, at det finnes mange andre typer stein rundt omkring deg som ikke er mørk gabbro. Dette viser at innlandsisen må ha dekket Tron og fraktet steinene dit (Fig. 12). Selve gabbrogrensen krysset vi nede på Flattron, der hvor stigningen tiltar opp til Tron.

22 GRÅSTEINEN 4 SIDE 21 Fig. 23. Rygger og hauger av grus og sand. Disse er et resultat av at vatn har rent ned i tunneler under isresten som lå igjen i dalen. Ryggen blir en slags avstøpning av istunnelen. Foto BAF1998. Fig. 24. Jordsig i bakgrunnen med sørpeskredløp til høyre. Foran: skjæring som viser skarpkantet jordsigsmateriale langs veien opp til Flattron. Foto BAF 1998.

23 GRÅSTEINEN 4 SIDE 22 Et av de sagn som er knyttet til Tron er.. at når Tron kalver skal man finne gull i Tron. Som geologer har vi vel lite tro på dette. Imidlertid er det mulig at dette sagnet gjenspeiler funnene av kobberkis som er gjort i området. Fargen på kis er i hvert fall gulllignende. Rute B2 Gullmoen - Brennbakkmoen - Finnbudalen - (med retur til Gullmoen) - Vardmoan - Vardtjønna - Vardsætra Denne turen går gjennom et kvartærgeologisk verneområde - så her er det mye å se på. Inne i dette mektige området med løsmasser, sees fjellblot-ninger bare i høydedragene. Gullmoen (5) Fra veien innover langs sørsiden av Sølna tar skogsbilveien ved Gullmoen av mot henholdsvis Finnbudalen og Vardmoan. Terrenget er haugete og store steiner ligger spredt utover. Dette er hva geologene kaller et typisk ablasjonsterreng. Steinene vi ser, har opprinnelig ligget inne i eller oppe på isrestene. Finnbudalen (6) Etter som vi kjører veien opp- og sørover mot Finnbudalen, forandrer terrenget karakter. Store flater sees nå oppover til høyre for veien. Disse flatene har en høyst uregelmessig overflate preget av dødisgroper og hauger. Ved utløpet av Finnbudalen ligger disse flatene ca. 740 m o.h. og er her et resultat av smeltevatn som har rent i og under isen fra Aumdalen i sør. Av storformene ser vi også at store vannmasser må ha kommet denne veien også etter at 740 m-nivået var dannet. Dette framgår bl.a. av det store erosjonsløpet som skjærer gjennom 740 m-nivået ved utløpet av Finnbudalen (Fig. 27) og den store utflatningen i området ved Brennbakkmoen. Brennbakkmoen (7) Fra Finnbudalen, kjører vi tilbake til veidelet opp til Brennbakkmoen. Denne moen ligger i nord ca. 660 m o.h. Vi har med andre ord holdepunkter for at løsmasser må ha ligget her mens 740 m-nivået og 660 m-nivået ble dannet. Ytterst på kanten av 660 m-flaten på Brennbakkmoen er det der hvor veien stuper ned mot Sølna, en markant 2-5 m bred voll. Dette er en strandvoll av stein og grus lagt opp av bølgevaskning i en åpen bresjø (Nedre Glåmsjø). Alle flater er her dekket av den typiske lyse reinmosen. Dette forteller oss at her har vi en overflate hvor finstoffet er vasket bort. Bare stein og grus er blitt liggende (Fig. 28) igjen. Vardtjønna tyder imidlertid på at tettere masser ligger under, ellers hadde vannet forsvunnet ned i undergrunnen. Den gigantiske eskeren som strekker seg langt inne fra Finnbudalen og framover til Vardmoan er flere titalls meter høy og består av store stein, grus og sand. De store steinene som ble fraktet med viser at vannet ble ført fram under stort trykk i tunneler under isen. Vardsætra (8) En spasertur oppe på flatene f.eks. langs veien videre oppover til Vardsætra, viser mange høyere nivåer med tydelige dødisformer. Disse nivåene kan i flere

24 GRÅSTEINEN 4 SIDE 23 Fig. 25. Blokkhav på toppen av Tron (Tronden) 1665 m o.h. Foto MT Fig. 26. Polygoner på toppen av Tron. Polygonene er rundt 1 m i diameter. Foto MT Fig. 27.Terrassenivået til venstre for koia i Finnbudalen representerer 740 m o.h. dannet under innlandsisen. Erosjonsrenna som koia ligger omtrent midt i, viser oss at smeltevatn også har rent her etter at 740 nivået ble dannet.vi kan derfor slå fast at dreneringen fra Aumdalen forsatte under isen også etter at 740-avsetningene ble dannet. Det styrende vassnivået var da 660 nivået (Nedre Glåmsjø) i Sølndalen. Foto BAF 1998.

25 GRÅSTEINEN 4 SIDE 24 tilfeller korreleres med liknende og tilsvarende nivåer i andre dalganger, f.eks. Haustdalen. Dette viser at regionale forhold har vært styrende for nivådannelsen i hele regionen. Rute B3 Plassen - Brekke - Sølnsætra - Follandsvangen -Flatsætra Fra Folla og over til Plassen og videre opp på Plassmoen, følger veien elveterrassene som er avsatt langs Sølna. Plassen (9) Elveterrassene ligger ved Plassen ca. 500 m o.h. Da dette er betydelig lavere enn 660 m-nivået for Nedre Glåmsjø, betyr dette at terrasseflatene først ble dannet etter at Nedre Glåmsjø hadde opphørt. Melum (10) Fra Melum og videre opp til Melenget ser vi mot fjellsida i vest (Fig. 29), avrundet landskap med enkelte raviner. Dette er kvabbavsetninger, avsatt i åpne bresjøer eller i sjøer langs og inn under selve brekanten. Hovedisen lå enda i Glåmdalen. Mel er en god beskrivelse av disse hvite, steinfrie og lett dyrkbare avsetningene, noe som er gjenspeilet i navnebruket på stedet. Det er disse avsetningene som er grunnlaget for jordbruket i områdene langs veien opp til Lian. Lia til øvre Litrøa (11) Fra Lia til øvre Litrøa følger bygdeveien et markert nivå (Fig. 30). Dette er strandlinjen (såttåen) etter Nedre Glåmsjø. Denne vil være eksponert flere steder i området langs Glåmdalen. Forøvrig er det en flott tur å gå rundt den vestenforliggende fjellkollen, Brottet 840 m o. h. Her kan vi bl.a. se en nedlagt kobbergruve ca. 1 km før en kommer til Gammelsætra. Kulturlandskapet ved sætra sammen med små skjæringer i bunnmorenen viser at vi her har et morenemateriale preget av grønnskifer. En markert avspyling har funnet sted i dette ved gruva. Sporene etter denne avspylingene følges gjennom myrområdet mot nord og langs skogsveien ned til Litrøa. Dette kan bare ha funnet sted mens det har ligget en brerest i dalgangen. Dette er en avspyling på et seinere tidspunkt enn den vi kan se spor etter ved Åsvang, 740 m o.h. Denne markerte avspylingen følges nordover langs en kort skogsveistubb til et overløp i lia mot elva Hausta. På utløpssiden er det øverst et smeltevasspor som ender i en slukås. Denne kan følges sammenhengende ned til ca. 660 m o. h. Dette viser oss at spylingen pågikk mens vassnivået for Nedre Glåmsjø (660 m o.h.) var etablert i innlandsisen. Videre viser dette at det ikke har vært noen isfri Øvre Glåmsjø, 740 m o.h. her. Et tilsvarende forløp med dannelse av en slukås finner vi også i Heimåsen (830 m o.h.) nordøst for Alvdal sentrum (se rute T6).

26 GRÅSTEINEN 4 SIDE 25 Fig. 28. De store grus- og sandavsetningene (600 m o.h.) ved veiskillet opp til Finnbudalen har uregelmessig overflate som er utformet under en død isrest. Dette viser oss at lokale og oppsprukne rester med tuneller har ligget her mens akkumulasjonsbasis ble senket ved tappingen av Nedre Glåmsjø (660 m o.h.). Foto BAF Fig. 29. Kvabb- og sandavsetninger gir frodigheten langs Lian. Foto BAF 1998.

27 GRÅSTEINEN 4 SIDE 26 Brekke (12) Ved Brekke er det bomveier til henholdsvis Flatsætra vest i Sølndalen og Langsætra i Haustdalen (se rute B5). I vegskjæringene ca. 300 m før vi kommer opp på det markerte terrassenivået ved bommene er det grunnvannsutslag flere steder i veigrøften. Dette kan tyde på et høyt grunnvasspeil eller underliggende ugjennomtrengelig lag av morene. Store moreneskjæringer innover i Sølndalen viser gjennomgående at morenemateriale ligger høyt i breelvavsetningene. Den markerte flata ved bommene ligger ca. 660 m o.h. (Fig. 31) og tilsvarer vannstanden i Nedre Glåmsjø. Langs veiens sydside er det et større grustak. Dette viser mer enn 5 m med lagdelte grus- og sandavsetninger. Topplaget er nært horisontalt med imbrikatstruktur, dvs. skråstilling av flatstein med akser pekende opp og vekk fra avrenningsretning. Dette er en typisk struktur som også dannes i åpne vassdrag i dag. Dette viser at Nedre Glåmsjø har vært en åpen bresjø, på et eller annet seint tidspunkt. Innover i Sølndalen er det de store terrasseflatene sammen med den djupe elvedalen som setter sitt preg på dalen. Terrasseflatene har tydelige spor etter vassløp, ofte mer enn 10 m brede og 2-3 dype. I dag sees dette godt innen de avsvidde områdene etter skogbrannen i 1998 (Fig 32). Sølnasætra (13) Sølnas erosjon i store løsmasser preger landskapet videre innover i dalen. Mens flatene på sørsiden av elva er brede, følger vi langs nordside en smal brem av terrasseflater. Disse stiger trinnvis innover i dalen. Det mest markerte trinnet finner vi i området ved Sølnasætra, hvor det er en markert utflating ca m o.h. Dette er med andre ord Øvre Glåmsjøs vassnivå i Sølndalen, dannet under innlandsisen, jfr. dannelsen av det avspylte området nordvest for Lian. Sammen med slukåsen noe lengere nord viser dette at avspylingen og dannelsen av slukåsen har foregått mens 660 m nivået ble etablert under resten av innlandsisen i Glåmdalen. Furulisætra (14) Det neste markerte terrassenivået vi møter i Sølndalen, strekker seg fra Furulisætra ved Raudbekkmyra til traktene øst for Follandsvangen, dvs. fra ca. 875 m o.h. til ca. 880 m o.h. Dette nivået er godt markert på begge sider av elva Sølna. Langs veien er det her foruten spor etter gamle vassløp, også flere dødisgroper. Dette viser oss at nivået er dannet mens innlandsisen lå over området. Passet som styrer dette vassnivået, ligger vest for Haustsjøen og har overløpshøyde 875 m o.h. til Folldalen, se Tabell 1, s. 16. Follandsvangen til Flatsætra (15) Områdene fra Follandsvangen og vestover mot Flatsætra er en stor forsenkning i terrenget (Fig. 33). I denne forsenkningen finner vi de fleste former som er karakteristiske for en avsmeltningsmorene. Særdeles markert er dette i traktene ved Stråsjøen, hvor avsmeltningsmorenen dekker mer enn 8-10 km 2. Her sees blokkrike hauger og rygger med tildels gjennomsettende smeltevannsløp. Dette, sammen med de storslagne eskerne i området øst for Flatsætra (se også rute: T1), viser oss at store smeltevassmengder har rent gjennom områdene under isavsmeltinga.

28 GRÅSTEINEN 4 SIDE 27 Fig. 30. Fra Lia til Litrøa følger bygdeveien et markert nivå. Dette er strandlinjen (såttåen) etter Nedre Glåmsjø. Foto BAF Fig. 31.Terrassevifta ved bommene til Sølndalen og Haustdalen er avsatt i Nedre Glåmsjø. Foto BAF Fig. 32.Terrasseflaten med gamle vassløp i skogbransområdet langs Sølna. Foto BAF 1998.

29 GRÅSTEINEN 4 SIDE 28 Fig. 33. Området ved Stråsjøen, 2 km øst for Flatsætra sett fra eskerryggen mot øst. Hele området er en forsenkning ca 920 m o.h. med godt utviklete ablasjonsmorener og dødisterreng, se det kvartærgeologiske kartet. Foto BAF Rute B4 Sølnsætra - Kjemsjøsætra - Haustsjøområdet - (med sykkelsti over til Folldal). Sølnasætra (16) Fra Sølnsætra er det avsatt en markert esker (Fig. 34). Denne avsetningen ligger ut mot Sølndalen ca 780 m o.h. Innover mot Kjemsjøsætran stiger eskerhøyden til ca. 870 m o.h. Videre fortsetter eskeren temmelig flatt inn i passområdet mellom Folldalen og Haustdalen, ca. 870 m o.h. Kjemsjøsætra (17) I sandtaket ca. 1 km før en kommer inn til Kjemsjøsætra kan en se at det storblokkige materialet som karakteriserte eskeren ved Sølnsætra nå er vekk. Dette passer godt med en gradvis avtagende vannhastighet etter som vi nærmer oss passet. Ved sætra deles eskeren opp i flere 10 m høye eskere. Disse fortsetter nordvestover til selve passområdet. Her er selve eskerområdet omgitt av store terrasserte breelvavsetninger med dødisgroper. Kommunegrensen (18) Ved kommunegrensen er det utviklet flere laterale smeltevassløp, som peker inn i passet. Sammen med det store eskerkomplekset viser dette at store mengder smeltevatn har rent fra Sølndalen til Folldalen i nordvest. Videre viser eskerforløpet mot bakken fra ca. 780 m o.h. til ca. 870 m o.h. at vasstrykket må ha vært minst 10 atmosfærer. Rute B5 Gammelsæterlia - Langsætra - Reinslia - (med sykkelsti over til Folldal). Fra bommen og oppover Gammelsæterlia sees et mektig løsmassedekke av bunnmorene. Dette er nesten helt sammenhengende helt over til kommunegrensa mot Folldal.

30 GRÅSTEINEN 4 SIDE 29 Gammelsæterlia (19) Midt oppe i lia møter vi de svovelforgiftete "sårene" etter taubanen som transporterte kismalm fra Folldal til Alvdal. Såret er minst 10 m bredt. Her kan vi finne steiner av svovelkis som har falt fra kibbene. Disse hang på en bærekabel og ble dratt av ei trekkline. Det er gjort kjemiske analyser som viser at svovelinnholdet her kan komme opp i flere %, noe som har gitt oss skogsdød langs hele linja. Legg merke til at det er vanlige grasarter som nå kommer først tilbake. Midtsætra (20) Mindre skjæringer ved Midtsætra viser oss at vi her har grønnstein og skifer. Disse bergartene gir et næringsrikt jordsmonn. Dette har våre forfedre kjent til, etter som de la setrene her. I området foregår det en betydelig grasproduksjon. Fig. 34. Snitt mer en 20 m høyt i eskeren fra Sølnavassdraget over i Haustdalen/Folldal. Foto BAF Hausta (21) Ned mot elva Hausta, er det flere smeltevassløp i dalsidene. Best utviklet er disse langs østsida av Malenaåsen. Det markerte løpet elva Hausta følger østover, er et smeltevassløp. Dette framgår bl.a. av breelvavsetningene som ligger i vel definerte høydeintervaller langs smeltevassløpet. Avsetningene er skilt av dype juv (canyoner). Dette tyder på at omlegging og etableringen av nye akkumulasjonsnivåer under isen har skjedd hurtig. Av Tabell 1 (s.16) vil det framgå at disse nivåene styres av overløpene i nord. Langsætra til Haustsjøen (22) Langs veien inn til Haustsjøen, er det smeltevassavsetninger ved bl.a. Langsætra. Avsetningenes uregelmessige overflate og form viser at dette er avsetninger avsatt under innlandsisen. Sporet etter taubanen vestover til Reinslia (Folldal kommune) er iøynefallende. Særlig synes dette godt ved snuplassen øst for Reinslia. Rute B6 En rundtur ved Jutulhogget Fra Alvdal og sørover langs riksvegen til Jutulhogget, kjører vi langs Glåma. Her er det de stor elveslettene langs elva og kvabbavsetninger langs dalsidene som er blikkfanget. Langs veien er morenedekket gjennomgående tjukt med hauger og rygger. Større samlinger av blokker sees. Dette landskapet er typisk for trakten fram til hogget og veien over til Rendalen. Jutulhogget (23) Ved Jutulhogget campingplass tar veien opp til et godt parkeringsanlegg, før vi tar fotturen inn i det vernete området Jutulhogget (Fig. 35). Den beste veien her er å følge de merkete løypene, fram til Innløpet, Utstikkeren, Veslehogget og Randegga.

31 GRÅSTEINEN 4 SIDE 30 Randegga Utstikkeren Jutulhogget er et opptil 250 m djupt og 2,5 km langt gjel i fjell gjennom Barkaldkjølen mellom Glåmdalen og Rendalen. Det har vært mange teorier om Jutulhoggets dannelse. Disse inkluderer alt fra sagnet om Rendalsjutulen og Glåmdalsjutulen som sloss om vatn til teorien om at hogget er dannet under tapping av en bredemt sjø. Store vassmasser ble demt opp mellom restene av innlandsisen ved Atna og vasskillet i nord. Nedre Glåmsjø (ca. 660 moh), den yngste og største av de bredemte sjøene, strakte seg i siste fase mer eller mindre sammenhengende fra Atna til Rugeldalen på Røros. Til slutt fikk vatnet avløp under isresten i Rendalen, mens det enda var sperret ved Atna i Glåmdalen. Alt det vatnet som var demmet i Glåmdalen og sidedaler fikk avløp over Barkaldkjølen og vatnet grov ut Jutulhogget på sin vei øst- og sydover gjennom Rendalen. Innløpet Ved innløpet til Jutulhogget (Fig. 35) ser man rett ned i det djupe juvet og det er nesten utrolig å tenke seg at dette er gravd ut av rennende vatn. Erosjonen startet på Tylldal -Rendalssiden og har gravd seg bakover i fjellet, men vassmengden og strømmen avtok før hele fjellet ble gjennomskåret. Dette ser man også ved at det ved innløpet ligger igjen mye løsmasser. Disse kan tyde på at strømmen var liten her på slutten. Både ved innløpet, nede i bunnen av hogget og oppe på enkelte fjellhyller, ligger store runde steiner som forteller at det er rennende vatn som har transportert og slipt dem. Fig.35. Jutulhogget sett fra vest mot øst. Foto Glåmdalsmuseet (etter tillatelse). Innløpet Fig. 36. Jutulhogget sett fra Utstikkeren mot innløpet. Foto O. Nashoug. Utstikkeren Fra veien over Barkaldkjølen er det sti ut til Utstikkeren på nordsiden midt i hogget (Fig. 36). Langs stien utover går man i et spektakulært landskap hvor fjellet er helt blankspylt. Store blokker revet løs fra fjelloverflaten ligger i rygger og ansamlinger av skarpkantede stein. Alt dette er revet løs av vassmassene som ble "sugd" over mot Rendalen under tappinga av sjøen. Ute på selve Utstikkeren har man en fantastisk utsikt til hogget både mot øst og vest. Her ser man godt at hogget er gravd ut langs to av de mest dominerende sprekkeretningene i fjellet. Bergarten er oppsprukket og hoggets to hovedretninger øst/vest og sørøst/nordvest følger sprekkene. Dette er nok også en av hovedårsakene til at vatnet har klart å grave så mye. Randegga Utenfor utløpet av hogget i Rendalen ligger en gigantisk avsetning av blokk og stein. De enorme vassmassene (beregnet til 1000 ganger Glåmas vannføring i dag) har revet løs husstore blokker som er dumpet utenfor munningen i en tunge sørover. Du vandrer på ei overflate av bare blokk og stein, hvor det noen steder er klare dreneringsspor etter breelver, mens det andre steder er en ujevn topografi som forteller oss at her har det ligget isrester. Trolig lå det is helt opp til hogget også i Rendalen, men denne isresten har blitt så tynn at vatnet fikk avløp under den. Detaljerte seismiske studier av Randegga viser at egga ikke bare består av blokk, men av andre typer masser på større djup. Dette er en indikasjon på at her dreier det seg om flere avsetningsfaser og det er ikke utenkelig at selve Jutulhogget er dannet i flere faser, kanskje også i forskjellige isavsmeltingsperioder i forskjellige istider. Ved å aldersbestemme vegetasjon som ble begravd av silt og sand nede på Romerike, kan vi fastslå at tappingen skjedde for ca år siden.

32 GRÅSTEINEN 4 SIDE 31 Turløyper i Alvdalsområdet Turstiene tar utgangspunkt i veinettet og er merket rute T1, T2, osv. Alle turstiene følger med unntak for turstien langs Breidsjøens vestside (Rute T1) merkete turløyper. Merkingen har noe varierende kvalitet. Fig. 37. Oversikt over turstier i Alvdal.

33 GRÅSTEINEN 4 SIDE 32 Tursti T1 Flatsætra - Breidsjøens vestside - Breisjøseter turisthytte Fra parkeringsplassen ved Flatsætra følger rute T1 merket sti gjennom et område preget av hauger og rygger fram til nordre Breidsjøen. Dette er et sammensatt geologisk område hvor avsmeltningsmorene og eskere er dominerende. Bak oss ser vi morenelia hvor Flatsætra ligger. Også her er det mye blokk i morenen. Store mengder blokk måtte flyttes med hånd og hest før sæterdrift kunne startes. Flatsætra (1) Det langstrakte systemet av eskere forbi Flatsætra og videre nordover til Stormyra løper mot terrengets helning opp til 992 m o.h. Dette er overløpshøyden for eskerdreneringen over til Atndalen. På de tørre eskerryggene er det stier. Disse sammenhengende grusveiene gjennom landskapet av haugete og storblokkig morene med myrer i senkningene har vært og er, ferdselsstier for dyr og mennesker. Dette viser da også dyregropene på ryggene. Mellom ryggene er det demmet opp tjern, noen fiskerike, andre fisketomme. Vi følger den merket stien ca. 1km mot sør, før vi Nordre Breidsjøen (2) bøyer av mot vest. En annen sti tar her av mot øst og følger østsida av Breidsjøen fram til Breisjøseter turisthytte. Langs vestsida av nordre Breidsjøen følger vi eskerdraget enda 2-3 km mot sør. Eskerne slutter i et myrområde ved nordenden av midtre Breidsjøen (Fig. 38). Etter ytterligere 1-2 km kommer vi Midtre Breidsjøen (3) inn i et nytt eskerområde. Eskerryggene er her bare et par meter høye (Fig. 39). Dette viser oss at disse eskerne og eskerne lengere nord, neppe er samtidige avsetninger. Mot vest opphører eskerområdet i et særdeles blokkrikt område. Dette blokkområdet strekker seg inn mot fjellfoten og delvis opp etter fjellsida. Sammen med de avspylte områdene langs fjellfoten og fjellsiden noe lengere sør, viser dette at store vassmengder må ha rent her i kanaler mellom isresten i Breidsjøsenkningen og fjellsiden i vest. Søndre Breidsjøen (4) Mot sør fortsetter de små, men tydelige eskerne videre langs nordsiden av søndre Breidsjøen. Her ligger det også noen mindre terrasseformete avsettinger ute i selve Breidsjøen. Disse avsetningene har uregelmessige overflater med dødisformer, som grytehull, mindre rygger og hauger. Former av denne typen må ikke forveksles med dyregravene i området. Disse er som regel betydelig mindre enn dødisformene og har ofte en rektangulær form. Elveoset ved Breisjøseter turisthytte (5) På disse avsetningene langs Breidsjøen er det kjent flere gamle bosettinger, trolig fra steinalderen. Plasseringene av disse bosetningene er ikke tilfeldig,

34 GRÅSTEINEN 4 SIDE 33 Fig. 38. Eskere øst for nordre Breidsjøen (952 m o.h.). Foto BAF Fig. 39. Markerte eskere vest for midtre Breidsjøen. Ryggene er her 2-3 m høye. Foto BAF Fig.40. Storsølnkletten sett fra området ved Breidsjøkinna (1388 m o.h.). Langs fjellsidene er det et mektig morenedekke, med mange smeltevassløp, se kartet. Breidsjøen ligger i senkningen sentralt på fotoet. Foto BAF 1997.

35 GRÅSTEINEN 4 SIDE 34 men lå der hvor reinen ville kunne krysse vatnet. Fisket i Breidsjøen var nok også en avgjørende betingelse for plasseringen. Sør for søndre Breidsjøen er landskapet preget av terrasser og eskere. Dette vakre smeltevasslandskapet krysses av stien videre fram til Breisjøseter turisthytte. Vi merker oss at terrasseflatene ligger 2-3 m høyere enn dagens vasspeil i Breidsjøen. Dette viser oss at flatene må være dannet mens vasspeilet i sjøen var høyere enn dagens vasspeil. Tursti T2 Flatsætra - Breisjøseter turisthytte - Breidsjøens østside - (evt. Follandsvangen) Stien fra turisthytta Breisjøseter til Flatsætra eller Follandsvangen følger Breidsjøens østside gjennom et lettgått moreneterreng (Fig 40). Ved turisthytta krysser stien flere smeltevassløp fra sørvestsiden av Storsølnkletten. Disse viser oss, som løpene og de avspylte partiene rundt Breidsjøkinna på vestsida av Sølndalen, at Sølndalen har vært en viktig dreneringsvei for store vassmengder under isavsmeltinga. Innløpene til disse rennene ligger ca. 150 m oppe i dalsiden. Videre mot nord sees flere mindre smeltevassløp. Disse er meget tydelige i området ved Klettsjøen. Nord for Klettsjøen er det et haugete og til dels storblokkig moreneområde med utstrekning nesten helt fram til Follandsvangen og Flatsætra. Tursti T3 Breisjøseter turisthytte - Holmsjøen - indre Kolvet- Breisjøseter turisthytte Fra turisthytta Breisjøseter og sørover mot Holmsjøen følger vi en merket sti gjennom et eskerområde. Eskerne, sammen med flere mindre oppdemte tjern, gir området et vakkert utseende. Ved nordenden av Holmsjøen ligger det på begge sider av vatnet og delvis ut i dette, noen store langstrakte og blokkrike Nordenden av Holmsjøen (6) morenerygger (Fig. 41). Disse ryggene er 5-15 m høye og opp til noen hundrede meter lange. De er orientert på tvers av dalgangen. Denne moreneformen kalles Rogenmorener etter det første stedet de ble beskrevet i Sverige. Formene er sprekkefyllinger knyttet til sprekkedannelser i innlandsisens såle. Disse sprekkene står loddrett på innlandsisens bevegelsesretning. Fra de midtre partier av Holmsjøen tar stien av opp lia mot øst og følger et meget markert smeltevassløp. Dette er flere steder opp til 100 m bredt og m djupt. Fjellet blottes i bunnen av rennen. Det store erosjonsdjupet viser at tjukkelsen av morenedekket kan være betydelig i området.

36 GRÅSTEINEN 4 SIDE 35 Fig. 41. Rogenmorener i Holmsjøsenkningen, sett fra Bogen (1116 m oh) mot Breidsjøkinna foran til høyre og Gravskarhøgda 1767 m o.h.sentralt bak. Bretungen som dannet rogenmorenene kom inn fra venstre kant i bildet. Foto BAF Fig. 42.Topp 1690 m o.h. nordvest for Storsølnkletten, sett fra toppen av Storsølnkletten (1827 m o.h.).til venstre ses i bakgrunnen Kyrkjekletten. Blokkhavet består for det vesentligste av kvartsittiske heller, men flyttblokker av grunnfjellsbergarter sees av og til. Foto BAF 1997.

37 GRÅSTEINEN 4 SIDE 36 Indre Kolvet (7) Etter som vi kommer høyere opp på ryggen mot indre Kolvet er terrenget temmelig formløst. Store avrundete flater av morenemateriale ligger her som et teppe over fjellgrunnen. Fjellet sees ikke i dette mektige dekket. Nord for høyden Bogen er det flere smeltevassløp etter et overløp fra øst mot nordvest. Disse viser oss at betydelige vassmengder har kommet denne veien over til Holmsjøtrakten. Foruten noen mindre smeltevassløp og små eskere langs stien ned til turisthytta, Breisjøseter, er det mektige morenedekke sammen med Storsølnkletten dimensjoner som preger landskapet videre fram til turisthytta. Tursti T4 Breisjøseter turisthytte- Storsølnkletten - Follandsvangen - (evt. tilbake til Breisjøseter turist-hytte) Fra turisthytta Breisjøseter og østover til foten av Storsølnkletten går vi opp en slak morerneskråning med flere markerte eskere og mindre smeltevassløp. Disse er tidligere omtalt under rute T2. Foten av Storsølnkletten (8) Etter som vi stiger blir landskapet mer og mer preget av morenedekkets formløse utseende. Ved foten av Storsølnkletten bøyer stien av mot nord og stiger de 600 m opp til toppen av fjellet. Fra stiskillet og opp til toppen av Storsølnkletten er stien godt merket. De første par hundre meterne går gjennom en moreneli som etter hvert blir mer og mer storblokket. Litt etter litt dekkes morenematerialet ytterligere til med rasavsetninger. Kvartsittblokker som står i fjellgrunnen og i toppen av Storsølnkletten dominerer materialet. Under tiden sees også en og annen blokk av lys granitt. Dette er bergarter som er transportert hit fra det sønnenforliggende grunnfjellsvinduet mens brebevegelsen var rettet mot nord. Da blokkene er funnet nesten helt opp på toppen av Storsølnkletten, er dette en indikasjon på at innlandsisen en eller annen gang har gått over Storsølnketten (1827 m o.h.). Dette forteller imidlertid ikke når dette fant sted. Storsølnkletten (9) Fra toppen av Storsølnkletten er det en fantastisk (Fig. 42) utsikt i alle himmelretninger. Mot vest sees Rondane i all sin prakt, mot nordøst Tron foruten mange andre topper som alle står opp i et landskap preget av store flater. Selve Sølnkletten består av to topper med en botndal på nordsida. Inne i botndalen er det flere mindre endemorener som krysser dalen (Fig. 43). Disse viser sammen med større moreneavsetninger ute ved botnens munning, at det har ligget en botnbre i botnen. Etter som moreneryggene ikke kan dannes samtidig med et sammenhengende dekke av innlandsis, må denne botnbredannelsen ha funnet sted etter at overflaten til innlandsisen var smeltet noe ned. Fra Storsølnkletten går stien nedover til høyde 1690 m o.h. gjennom et blokkhav. Dette består for det vesentligste av store heller av kvartsitt. En og annen flyttblokk av grunnfjellsbergarter sees i disse avsetningene. Nord for høyde 1690

38 GRÅSTEINEN 4 SIDE 37 a b B R B B B Fig. 43. a: Botnmorener (B) i de midtre deler av botndalen på nordsiden av Storsølnkletten. b: Detalj av randbeltet noe til venstre for foto A. Rasavsetninger (R) ligger her over botnmorenene (B) flere steder langs fjellsiden. Foto BAF Fig. 44. Erosjonsgenerasjonene sør for Gammelsætra. Melbekken sees i de sentrale deler. Det er her tre erosjonsgenerasjoner i morenematerialet. 1e er eldste, 2e nesteldste og 3e den siste nedskjæringen som Melbekken følger. Foto BAF e 1e 2e B S L Fig. 45. Stormyldingi (S) sett fra sti til Straumbui. I bakgrunnen sees botnen Bjørnholet (B)hvor det er randmorener. Langs fjellsiden til høyre for Langglup-dalen (L) er det et sett av laterale smeltevassløp. Disse viser oss at store vassmengder har rent her mellom iskanten og fjellsiden. Løpene kan følges fra ca m o.h. og ned til ca. 800 m o.h. Terrasseflaten langs sørsida av elva (S) ble først dannet noe seinere, etter at dreneringen langs dalsiden hadde opphørt. Iskontaktformer viser at dette også fant sted mens det enda lå en brerest i selve dalgangen. Foto BAF 1997.

39 GRÅSTEINEN 4 SIDE 38 m o.h. møter vi igjen dekket av morenemateriale som strekker seg videre nordover til Sølndalen. Turen ned til Follandsvangen er ca. 6 km og lett å gå. Veslsølnsjøen (10) I dalbunnen møter vi vakre smeltevassformer og et mektig system av mer enn 5-10 m høye slukåser. Passpunktet for denne smeltevassdreneringen er ved nordenden av Veslsølnsjøen. Velger en å gå tilbake til Breisjøseter turisthytte langs vestsiden av Veslsølnsjøen, går en i dette dreneringssystemet langs sjøens sørvestside fram til vi treffer den merkete turiststien til Breisjøseter turisthytte. Sørenden av Veslsølnsjøen (11) Fra sørenden til Veslsølnsjøen kan det gjøres en sløyfe på 1-2 km for å se de mektige avsmeltningsformene i selve overløpsområdet for dreneringen gjennom Veslsølnsjødalen. Den merkete turiststien følges tilbake til Breisjøseter turisthytte. Tursti T5 Breisjøseter turisthytte - Veslsølnsætra - (evt. til Øykjekletten - Gammelsætra - Aumdalen) Fra Breisjøseter turisthytte følges merket sti opp lisida til foten av Storsølnkletta (se T4) og videre til Veslsølnsjøen og Kvislåsætra. Stien går for det vesentligste gjennom et nesten formløst morenelandskap. Ved Kvislåsætra møter vi en god bilvei. En avstikker fra Kvislåsætra til det Kvislåsætra til Kvislåtjørna (12) markante avsmeltningsområdet i sør ved den sjølbetjente Korsberghytta er en lett tur. Her vil en oppleve et vakkert utformet smeltevassjuv sammen med en markert esker langs østsiden av Kvislåtjørna. Dette vatnet ligger 1241 m o.h. og er et av de høystliggende overløpsområdene fra sør mot nord for drenering av smeltevatn. Fra Kvislåsætra kan en følge veien mot øst til Aumdalen og videre til Alvdal. Dølbekksætran til Øykjekletten (13) Fra Dølbekksætran går det flere umerkete stier sør- og østover rundt det 1266 m høye fjellet Øykjekletten til bl.a. Gammelsætra i Aumdalen. Stien opp fra Dølbekksætran (819 m o.h) går gjennom et lett turterreng. Det er store og nesten formløse moreneområder som dominerer synsinntrykket. Inne i dalgangen ved Øykjekletten møter vi igjen de storslagne smeltevassformene. Her sees det bl.a. i dalgangen mot sør et avspylt overløpsområde. Mot øst fortsetter dette området over i et område preget av store erosjonsformer østover mot Gammelsætra (Fig. 44). I denne dalgangen ser en flere generasjoner av erosjon i mektige moreneavsetninger. De forskjellige erosjonsgenerasjonene er utformet i forhold til erosjonsbasis og smeltevassdrenering i selve Aumdalen og

40 GRÅSTEINEN 4 SIDE 39 videre over Finnbudalen til Sølndalen. Ut fra formenes storslagenhet kan vi slå fast at dette har vært en meget viktig dreneringsvei som må ha vært i funksjon under dannelsen av avsetningene tilhørende Øvre og Nedre Glåmsjø i Sølndalen. Melbekken (14) Langs Melbekken og østsiden av Øykjekletten kan disse formene følges nær sammenhengende nordover mot Finnbudalen. De største starter oppe i området mellom Rundhaugen (936 m o.h.) og Øykjekletten og faller nordvestover og nedover i lisida ved Gammelsætra (se kartet). Det er mange umerkete stier i området som er lette å følge. Tursti T6 se nøkkelkartet side 31 for lokalisering Breisjøseter turisthytte - Gravskardhøgda - Straumbui i Atndalen Fra Breisjøseter turisthytte er det en godt merket sti som etter ca. 2 km mot vest tar opp i Skjellådalen til Gravskardet. Dette passet ligger ca m o.h. og er et markert utsiktspunkt på turen mellom Sølndalen og Atndalen. Omtrent 1 km øst for Gravskardet er det i Skjellåbotn spor etter den høystliggende bresjøen i området. Denne er markert ved en setelinje som ligger 1332 m o.h. Dette setet korresponderer med et pass lengere nord. Denne bredemte sjøen ble dannet ved at dreneringen mellom innlandsisen og fjellsiden i vest, ble demmet av innlandsisen i sør i Holmsjøbassenget (se kartet). I Gravskardet møtes kommunene Alvdal, Folldal og Stor-Elvdal. Videre vestover til Straumbui er utsikten dominert av Rondane og Myldingsgjelet (Fig. 45). Dette gjelet er en mektig nedskjæring i løsmasser og fjell, dannet etter at dagens avrenning mot syd gjennom Atndalen ble etablert. Dette kunne først finne sted etter at den gjenliggende isresten i sør var blitt så tynn at den brøt opp og slapp smeltevatnet gjennom. Stien er lett å gå ned til Straumbui. Tursti T7 Alvdal stasjon - Trondsvangan Alvdal stasjon til trykktank (15) Fra Alvdal stasjon til trykktank for nytt grunnvassverk følger vi veien gjennom kvabbavsetninger. Disse avsetningene er lett å dyrke opp, men er ofte vanskelige å forholde seg til med tanke på teleaktivitet og erosjon. Strandlinjen (16) Fra vasstanken tar vi av stien mot nord og følger noen små rygger opp til den markerte strandlinjen som ligger 660 m o.h. Her ved 660 m o.h. flater stien ut og vi følger et horisontalt nivå mot nord. Det var dette nivået de gamle geologene gikk på og fikk ideer om en sønnenforliggende isrest rundt århundreskiftet. Undersøker vi oppbyggingen av strandlinja i skjæringer, vil vi se lite strandvasket

41 GRÅSTEINEN 4 SIDE 40 materiale. Dette fikk geologene til å anta at sjøen måtte ha hatt en større isrest i de sentrale deler av dalen og vært betydelig mindre enn hva som tidligere var blitt hevdet av enkelte. Heimåsbekken (17) Langs bekken fra Heimåsen er det en markert slukås (Fig. 46, jfr. det kvartærgeologiske kartet). Denne avsetningen er dannet i en tunnel under isen ned langs dalsida fra den østenforliggende Heimåsen. Dette viser oss at mens isresten enda lå i området, fant smeltevatnet veien ned i den gjenliggende resten av innlandsisen og opphørte her ca 670 m o.h. Da slukåser ikke kan avsettes under et mettet vassnivå i innlandsisen, viser dette oss at 660 m nivået har vært det styrende vassnivået i innlandsisen. Dette nivået er bestemt av passpunktet i Rugeldalen som det åpne bresjønivå. Dette viser oss at dannelsen av 660 m strandlinjen nok er mere kompleks enn det som tidligere er antatt. Trolig har dannelsen av disse linjene en historie som begynner under innlandsisen og seinere fortsetter utviklingen i en mer eller mindre åpen bresjø. Dette passer godt med avsetningene vi beskrev langs veien opp til Trondsvangan, se B1. Disse ryggformene antyder at rester av innlandsisen lå her mens ryggeneble dannet, dvs. etter at Nedre Glåmsjø var tappet. Fig.46. Strandlinja for Nedre Glåmsjø med slukåsavsetningen til høyre (s). Slukåsen består av grus og sand og opphører ca. 10 m over strandlinja. Foto BAF s

42