ÅKNES TUNNEL GJENNOM NORDNESFJELLET I KÅFJORD, TROMS: OVERSIKT OVER NÆRLIGGENDE USTABILE ÅKNES RAPPORT FJELLPARTI OG PÅVIRKNING PÅ STABILITET

Transkript

1 ÅKNES TUNNEL GJENNOM NORDNESFJELLET I KÅFJORD, TROMS: OVERSIKT OVER NÆRLIGGENDE USTABILE FJELLPARTI OG PÅVIRKNING PÅ STABILITET ÅKNES RAPPORT ÅKNES/TAFJORD BEREDSKAP IKS, ØDEGÅRDSVEGEN 176, N-6200 STRANDA ORG.NR.: NO MVA

2 Sammendrag Rapport nr. Åknes Tittel Forfattere Arbeid utført av Kvalitetskontroll Oppdragsgiver Fylke Tunnel gjennom Nordnesfjellet i Kåfjord, Troms: Oversikt over nærliggende ustabile fjellparti og påvirkning på stabilitet Lars Harald Blikra (Åknes/Tafjord Beredskap) og Halvor Sverre Sæther Bunkholt (Norges geologiske undersøkelse) Lars Harald Blikra og Lene Kristensen (ÅTB) Halvor Sverre Sæther Bunkholt, John Dehls og Per Terje Osmundsen (NGU) Hanne Christiansen (UNIS) Einar Anda (ÅTB) Statens vegvesen Troms Rapport dato Antall sider 30 Sammendrag: Åknes/Tafjord Beredskap har sammen med Norges geologiske undersøkelse oppsummert de geologiske forholdene knyttet til de ustabile fjellpartiene langs Nordnesfjellet. Det er påvist aktive bevegelser i to store områder ved Jettan og Indre Nordnes. Data fra satellitt radar viser ikke store bevegelser i områdene mellom. Det er lite som tyder på at rystelser grunnet sprenging i tunnelen vil ha nevneverdig påvirkning på stabiliteten til de ustabile fjellpartiene. Det bør gjøres en grundigere oppfølging av dette når tunneltraseen er detaljert prosjektert. For ytterliggere å ha kontroll med situasjonen har en muligheter til å følge med i bevegelsene under sprengningsarbeidene siden områdene er operativt overvåka. Det er også mulig å etablere målesystem som registrerer rystelsene ved de ustabile fjellområdene. Alle områder i utløpsområdet for store fjellskred fra Jettan og Indre Nordnes vil bli totalødelagt og det vil sannsynligvis bli liggende igjen betydelige skredmasser også på land. Ved Indre Nordnes må en regne med store oppskyllingshøyder fra fjellskred både fra Jettan og Indre Nordnes. Siden E6 går langs fjorden i store strekninger mellom Indre Nordnes og Skibotn må en kunne vente store skader på vegnettet. Dette vil også kunne gjelde i partier sør for Skibotn, selv om bølgehøydene her vil bli betraktelig mindre. Alternativ 1 og 4 ved Monsastubergan vil gå i en avstand på godt over 1 km fra de aktive områdene ved Indre Nordnes. Strukturgeologisk ser dette ut til å være det beste alternativet siden det krysser færrest lineamenter. Tunellinnslaget vil ikke ha noe problem med andre skredtyper. Alternativ 2 ved Indre Nordnes vil ligge i eller svært nær utløpsområdet for et skred fra Indre Nordnes, og ligger også utsatt til for andre skredtyper som snøskred, jordskred og steinsprang. Tunneltraseen ligger nærmest fjellpartiet i bevegelse, men likevel noe over 500 m fra de aktive glidesonene. Alternativ 3 ved Huppasbergan vil gå i en avstand på litt i underkant av 1 km fra fjellpartiene i bevegelse. Innslaget til tunnelen ser ikke ut til å ha problemer med andre skredtyper. Siden alternativet ligger lengst sør vil alternativet være noe mindre utsatt for skader som følge av flodbølger initiert av et fjellskred fra Jettan eller Indre Nordnes. SIDE 2 AV 30

3 Innhold SAMMENDRAG... 2 INNHOLD... 3 INNLEDNING... 4 GEOLOGISKE SVAKHETSSONER OG FORKASTNINGER... 6 LINEAMENTER FRA NGU SIN DATABASE... 6 LINEAMENTER FRA FLYFOTOTOLKNING... 6 PUBLISERTE REGIONALE LINEAMENTER... 7 BEVEGELSER MÅLT MED SATELLITT (INSAR) VURDERING AV RADARSAT-2 ( ) VURDERING AV TERRASAR-X ( ) DE USTABILE FJELLPARTIENE LANGS NORDNESFJELLET JETTAN INDRE NORDNES BEVEGELSE OG DRIVENDE KREFTER BEVEGELSE TEMPERATURFORHOLD DRIVENDE KREFTER SCENARIER DAGENS BEREDSKAP TUNNELBYGGINGENS EFFEKT PÅ STABILITETEN TIL DE USTABILE FJELLPARTIENE RYSTELSER SOM FØLGE AV SPRENGNING OPPFØLGENDE ARBEID/TILTAK OPPSUMMERING OG VURDERING AV TUNNELALTERNATIVENE REFERANSER SIDE 3 AV 30

4 Innledning Åknes/Tafjord Beredskap (ÅTB) er i samarbeid med Norges geologiske undersøkelse (NGU) blitt bedt av Statens vegvesen om å utarbeide en rapport som tar for seg eksisterende kunnskap om de ustabile fjellpartiene langs Nordnesfjellet sett i lys av alternative tunneltraseer (notat av 7. november 2011). Langs Nordnesfjellet I Kåfjord kommune er det kartlagt flere ustabile fjellparti, som ved en utvikling til et fjellskred vil føre til dramatiske flodbølger med store konsekvenser for bebyggelse og infrastruktur. De første geologiske studiene ble startet av NGU i 1999 (Blikra & Longva, 2000; Braathen et al., 2004) og et periodisk måleprogram med GPS ble initiert i Bevegelser i et stort fjellparti ved Jettan ble dokumentert i 2004 (Blikra m fl., 2006). Et kontinuerlig måleprogram, fokusert på overflatemålinger, ble igangsatt i Dagens system inkluderer et stort antall sensorer bestående av GPS, lasere, store strekkstag, crackmetre og tiltmetre (Blikra et al., 2009; Nordvik et al., 2010; Det foregår også omfattende undersøkelser av temperaturregime, med analyser av sesong og permafrost (Christiansen et al., 2010; Det er kartlagt flere ustabile fjellparti fra området ved Jettan i nord til Indre Nordnes i sør (Figur 1). NGU har også kartlagt flere objekter langs Storfjorden. De alternative tunneltraseene er vist i figur 2 sammen med de ustabile fjellpartiene ved Jettan og Indre Nordnes. Vurderingene som er gjort bygger på all tilgjengelig kartlegging, undersøkelser og overvåkingsdata, i tillegg til erfaringer fra andre sammenlignbare skredområder internasjonalt. FIGUR 1: OVERSIKT OVER DET VURDERTE OMRÅDET MED LOKALISERING AV DE TO USTABILE FJELLPARTIENE VED JETTAN OG INDRE NORDNES. DE TRE ALTERNATIVE PÅHUGGSOMRÅDENE ER VIST. FRA SIDE 4 AV 30

5 FIGUR 2. OVERSIKT OVER DE ALTERNATIVE TUNNELTRASEENE OG DE USTABILE FJELLPARTIENE VED JETTAN OG INDRE NORDNES. SIDE 5 AV 30

6 Geologiske svakhetssoner og forkastninger Det blir her gjort en sammenstilling av tilgjengelige data om svakhetssoner og forkastninger. Dette inkluderer lineamenter fra NGU sin database, lineamenter fra flybildetolking og publiserte regionale lineamenter. Lineamenter fra NGU sin database Fra databasen ved NGU fremkommer det to kjente svakhetssoner (Figur 3 og 4). Disse to lineamentene er avtegnet på berggrunnskartene Nordreisa (1: ) og Kåfjord (1:50 000). De er begge angitt som forkastninger, men kun den sørligste viser et kartlagt brudd av bergartsenheter i kartet. Fra flyfotoanalyse 1 kan det sørligste lineamentet gjenkjennes i topografien som en kløft/dalsøkk. Dersom de er reelle forkastninger i berggrunnen er de etter all sannsynlighet knyttet til eldre tektoniske hendelser, og det forventes ingen aktivitet langs disse. Hvorvidt de derimot representerer en svakhetssone med assosierte knusningsbergarter kan kun fastslås med ny kartlegging i felt. I Figur 5 illustreres en forkastning (merket med (I) kartlagt i 2010 av NGU som ligger 7 kilometer sør for østre påhuggsområde i Manndalen. Denne forkastningen vil selvsagt ikke påvirke tunneltraseene, men figuren illustrerer hvordan en kjent forkastning/svakhetssone opptrer i tilsvarende bergarter som tunnelen er planlagt å gå gjennom. Vi ser at det har vært en betydelig bevegelse av bergartene på tvers av sonen (Figur 5, d), med påfølgende nedknusning av materiale. Bergartene er svært glimmerholdige skifre. I disse knusningssonene kan man forvente vesentlig nedsatt bergstyrke. NGUs database inneholder ikke lineamenter langs tunneltraseen av denne typen, men vi kan ikke utelukke at de eksisterer. En feltkartlegging langs den endelige tunneltraseen anbefales derfor gjennomført for å påvise eventuelle flere forkastninger. Forkastninger kartlagt i dagen kan projiseres i dypet og øke forutsigbarheten i forhold til svakhetssoner langs tunneltraseen. Lineamenter fra flyfototolkning Flyfotoanalyser 2 av henholdsvis det vestlige (Figur 4) og det østlige påhuggsområdet (Figur 6) identifiserer ingen entydige forkastninger, men flere morfologiske lineamenter er avmerket. Disse er merket (a)-(e) i Figur 4, og (f) til (k) i Figur 6. NGU anbefaler at disse lineamentene inspiseres i felt for å fastslå hvorvidt de er strukturelt eller morfologisk betinget. Dersom noen av dem er strukturelt betinget (for eksempel forkastninger av typen illustrert i Figur 5) kan de inneholde svakhetssoner som kan gi stabilitetsproblemer under driving av tunnel. Dersom de kun er morfologisk kontrollert (for eksempel erosjonskanter eller bekkefar) vil de ikke ha noen innvirkning på tunneltraseen. 1 Statens Kartverk: 13342_Troms_Finnmark 2006, 50cm; Blom Geomatics 2009: Nordnes 10cm 2 Blom Geomatics AS NO06062, 50cm; Blom Geomatics 2009: Nordnes 10cm SIDE 6 AV 30

7 Figur 3. Utsnitt av Geologisk kart over det aktuelle området. De tre alternative tunneltraseene er markert. Referanse: Zwaan (1988, 2008). Publiserte regionale lineamenter I litteraturen er flere regionale lineamenter beskrevet i Lyngenområdet og Troms (Sigmond et al. 1984; Tolgensbakk and Solli 1988; Zwaan 1988; Brekke et al. 1992; Dehls et al. 2000; Mosar et al. 2000; Mosar et al. 2002; Osmundsen et al. 2009; Osmundsen et al. 2010; Hansen et al. 2011). Av disse er Nordmannvikdalenforkastningen (Tolgensbakk and Solli 1988; Dehls et al. 2000) og Lyngenforkastningen (Osmundsen et al. 2010) av teoretisk relevans for de tre tunnelalternativene, da en neotektonisk forkastning i nærområdet kan vitne om relativt ung seismisk aktivitet. Det har lenge rådet usikkerhet hvorvidt Nordmannvikdalenforkastningen er neotektonisk. Basert på data fra feltarbeid august 2010 utført av NGU, er det lite som tyder på at Nordmannvikdalenforkastningen er neotektonisk. Vi anser denne forkastningen derfor som irrelevant for problemstillingen vedrørende tunneltraseene. SIDE 7 AV 30

8 Lyngenforkastningen (Osmundsen et al. 2010) er en postulert forkastning langs Storfjorden, men den er ikke dokumentert. Forkastningen er begrunnet med en observert endring i regionale ERS InSAR data mellom , samt en markant geomorfologisk kontrast i landskapsformer mellom østsiden og vestsiden av Lyngenfjorden. Både InSAR-dataene og de geomorfologiske kontrastene tilsier at spranghøyden avtar mot sør. Det er imidlertid knyttet usikkerhet til tolkningen av Lyngenforkastningen. Denne usikkerheten begrunnes med at man i vegnivelleringsdata fra Statens Vegvesen ikke registrerer målbare vertikalbevegelser over den sørlige delen av Storfjorden (Bungum et al, 2010). Det er vanskelig å fremskaffe andre, uavhengige data, som kan påvise eller avkrefte om dette er en neotektonisk forkastning, og hvorvidt den er seismisk aktiv. Fra UiB sin jordskjelvdatabase er det registrert flere hendelser nær forkastningssporet til Lyngenforkastningen i området rundt Arnøya (Olesen, pers. med.). Fasen til første seismiske ankomst for registreringene ved Arnøya er negativ for alle observasjoner. Dette tilsier at det dreier seg om eksplosjoner. Videre sammenfaller disse observasjonene i tid med utbygging av en stor molo ved Arnøya. Basert på det ovenstående er det liten grunn til å anta at den foreslåtte «Lyngenforkastningen» vil ha noen innvirkning på de tre tunnelalternativene. Dette gjelder også dersom forkastningen skulle bli påvist ved bruk av for eksempel fjordseismikk. Dersom nye jordskjelv skulle forekomme i området, bør imidlertid disse følges opp. FIGUR 4. FLYFOTO OVER DET AKTUELLE OMRÅDET FOR DE TRE TUNNELTRASEENE LANGS VESTLIGE PÅHUGGSOMRÅDE MED INNTEGNEDE LINEAMENTER (a), (b), (c), (d), (e). SIDE 8 AV 30

9 FIGUR 5. EKSEMPEL PÅ PÅVIST SVAKHETSSONE (FORKASTNING) I FELTOMRÅDET I TILSVARENDE BERGARTER SOM TUNNELEN ER PLANLAGT. (A) OVERSIKTSKART VISER LOKALITET I FORHOLD TIL TUNNELTRASEER; (B) FORKASTNINGEN ER MARKERT MED HVIT PIL (I); (C) BILDE TATT I POSISJONEN FOR GUL STJERNE I BILDE (B); (D) DETALJ AV FORKASTNINGSSONEN VISER OPPKNUSNING AV BERGARTER. BILDE ER TATT FRA HELIKOPTER SKALA MANGLER. SIDE 9 AV 30

10 FIGUR 6. FLYFOTO I DET AKTUELLE OMRÅDET FOR DE TRE TUNNELTRASEENE LANGS ØSTLIGE PÅHUGGSOMRÅDE MED INNTEGNEDE LINEAMENTER (f), (g), (h), (i), (j) og (k). Bevegelser målt med satellitt (InSAR) InSAR-data er en effektiv metodikk for å registrere bevegelser i overflaten over større områder. Fordelen er at man kan få gjort nøyaktige vurderinger av eventuelle forflytninger, gitt at man er oppmerksom på metodens svakheter. Kort oppsummert den største svakheten en redusert evne til å detektere bevegelser som ikke er parallelle med siktelinjen (Line Of Sight) fra satellitten til refleksjonspunktet på bakken. Dette medfører to forbehold som må vurderes: SIDE 10 AV 30

11 1. Målt bevegelse som ikke er parallell med siktelinjen vil være mindre enn faktisk bevegelse 2. Målinger i østvendte dalsider er vanskelig, og i enkelte tilfeller ikke mulig å gjennomføre NGU har vurdert bevegelser fra datasett fra tre ulike satellitter: 1. RadarSAT-2. Satellittdata samlet inn fra sommeren Denne satellitten gir høyoppløselige data med en oppløsning pr piksel på 10x10m i ultra-fine-mode. Omløpstid er 24 dager. Satellitten samler inn data både i stigende og synkende bane, og kan dermed skanne både østvendte og vestvendte fjellsider. Pikselverdiene kan benyttes som et direkte mål for forflytning (mm/år). Røde piksler i kartet indikerer områder med bevegelser av materiale nedover fjellsiden. Blått representerer stabil grunn. 2. TerraSAR-X. Satellittdata samlet inn fra sommeren i deler av feltområdet. Denne satellitten gir høyoppløselige data med en oppløsning pr piksel på 6x8m, og en omløpstid på 12 dager. Satellitten samler inn data både i stigende og synkende bane, og kan dermed skanne både østvendte og vestvendte fjellsider. Pikselverdiene kan benyttes som et direkte mål for forflytning (mm/år). Røde piksler i kartet indikerer områder med bevegelser av materiale nedover fjellsiden. Blått representerer stabil grunn. Vurdering av RadarSAT-2 ( ) Langs de tre tunneltraseforslagene kan vi ikke se tegn til fare for store kollaps av fjellsiden fra RadarSAT-2 (Figur 7 (a)). I Figur 7 (b) er det tydelig at det er bevegelser i fjellpartiet ved Jettan. Disse bevegelsene ligger på et maksimalt nivå på mm/år i enkelte delområder. I Figur 7(c) er det et tydelig parti i venstre bildemarg som viser aktivitet. Denne er målt til mm/år bevegelse ned fjellsiden og er knyttet til overflateprosesser i løsmateriale (ur). Ved Indre Nordnes er det registrert bevegelse opp til 8 mm/år. Dette er innenfor hva man kan forvente i løsmateriale i bratte skråninger, selv om underliggende berggrunn er stabil. Vurdering av TerraSAR-X ( ) Fra Figur 8(a) ser vi at alle de fire tunneltraseene er lagt gjennom områder langs E6 som inneholder datapunkter med bakkebevegelser mellom 5-13 millimeter pr år. I Figur 8(c) og ved detaljert flyfotoanalyse i Figur 9 ser man at de største bevegelsene (opp mot 13 mm/år) er registrert i områder som består av urmateriale. I de mer intakte delvolumene ligger bevegelsene på 5-10 mm/år, noe som også registreres i områder som ikke viser synlig tegn til deformasjon i underliggende berggrunn. Dette reflekterer noe av usikkerheten man må ta hensyn til ved anvendelse og tolkning av InSAR data med få års innmåling. SIDE 11 AV 30

12 FIGUR 7. (A) OVERSIKT OVER RADARSAT-2 LANGS DE FIRE TUNNELTRASEENE, (B) FORSTØRRET UTSNITT OVER NORDNESFJELLET, (C) FORSTØRRET UTSNITT OVER INDRE NORDNES OG FORESLÅTT PÅHUGGSOMRÅDE FOR ALT. 2 OG ALT. 3 SIDE 12 AV 30

13 FIGUR 8. (A) OVERSIKT OVER TERRASAR-X SYNKENDE BANE LANGS DE FIRE TUNNELTRASEENE, (B) FORSTØRRET UTSNITT OVER NORDNESFJELLET, (C) FORSTØRRET UTSNITT OVER INDRE NORDNES OG FORESLÅTT PÅHUGGSOMRÅDE FOR ALT. 2 OG ALT. 3 SIDE 13 AV 30

14 FIGUR 9. TERRENGMODELL FRA INDRE NORDNES. FORENKLET FREMSTILLING AV VIKTIGSTE OMRÅDER SOM INDIKERER BEVEGELSE (MM/ÅR). STIPLET LINJE INDIKERER TUNNELTRASE ALT. 2 PROJISERT I UNDERGRUNNEN BASERT PÅ 2D PRINSIPPSKISSE FRA STATENS VEGVESEN. De ustabile fjellpartiene langs Nordnesfjellet Det gis her en gjennomgang av den eksisterende kunnskapen om de to ustabile fjellområdene ved Jettan og Indre Nordnes (Figur 1 og Figur 2). Dette inkluderer geologiske forhold, utbredelse, dybder og volum. De første undersøkelsene startet allerede i 1999 (Blikra og Longva, 2000; Braathen m.fl., 2004; Karlsen m.fl. 1999). Jettan Det største området som er i bevegelse ved Nordnes ligger ved Jettan i den nordligste delen av de ustabile fjellpartiene (Figur 10). I dette området er det gjennomført en rekke geologiske og geofysiske undersøkelser for å evaluere utbredelse, volum og bevegelse (Blikra og Longva, 2000; Braathen m.fl., 2004; Eiken, 2007; Blikra m.fl., 2009; Nordvik m.fl., 2010; Blikra og Kristensen, 2011). Bevegelser ble dokumentert av NGU i 2004 (Blikra m.fl., 2006). Her er det også gjort analyser av flodbølger som følge av et mulig stort fjellskred i fjorden (Glimsdal & Harbitz, 2008). Figur 10 gir en oversikt over morfologiske former og de geologiske strukturene som er kartlagt. Skredområdet ved Jettan er karakterisert av flere store ustabile fjellparti som viser at de har vært i bevegelse. Morfologien viser at de er sammensatt av flere storskala frontlober som strekker seg nesten ned til havnivå (Figur 10 og Figur 11). De bratte frontlobene er karakterisert av svært oppsprukket fjell og mindre utglidningskanter (Figur 11). Imidlertid er det bare en mindre del av disse strukturene som er i bevegelse i dag (Figur 10 og Figur 11). Det understrekes at de nedre store frontlobene er inaktive i dag. Bergartene består av karbonater og skifre. Data fra Carrera m.fl. (2010) og Karlsen m.fl. (1999) viser at foliasjonen generelt faller mot SIDE 14 AV 30

15 sørvest og sør i spekteret mellom 200 og 278⁰ og med en helling på mellom 5 og 30⁰ (Figur 11). Dette vil si at foliasjonen i store trekk faller ned fjellsida. Det ustabile området er øverst avgrenset av store normalforkastninger, men internt er området karakterisert av en serie strekksprekker, og noen kan følges i opp til 250 m som lange overflateinnsynkninger (Figur 11). I det nordlige området, nært opp til den bratte bakskrenten, er deformasjonene i overflaten mer kaotiske. Det største skredscenariet inkluderer alle områdene som er i bevegelse, estimert til 14-17,5 millioner m 3 (Blikra og Kristensen, 2011). Men ukjent dyp til glideplanet gjør dette usikkert. Rønning (2008) konkluderte ut fra geofysiske undersøkelser at fjellet er tett oppsprukket ned til 50 m dyp, men at dybden av de ustabile områdene kan være 150 m. Dype boringer og instrumentering vil i 2012 kan avklare dette og dermed gi bedre volumestimat. Bevegelsene på Jettan er kartlagt med GPS, bakkeradar og radardata fra satellitt, i tillegg til informasjon fra lasere og strekkstag. Det aktive området med bevegelser er den nordlige delen av de ustabile partiene, og er begrenset av en markant baksprekk i øst (Figur 10, Figur 11 og Figur 12). Bevegelsene er lokalt over 50 mm i året (Figur 12), og målingene viser at bevegelsesretningene varierer. Dersom dybden til glideplan er mellom 80 og 100 m vil volumet av området med bevegelse være millioner m 3. FIGUR 10. OVERSIKT OVER DE USTABILE FJELLPARTIENE VED JETTAN. DET AKTIVE OMRÅDET MED BEVEGELSE ER VIST MED HELTRUKKET LINJE, MENS DE STIPLA OMRÅDENE VISER DE STORE INAKTIVE FRONTLOBENE I NEDRE DELER. SIDE 15 AV 30

16 FIGUR 11. GEOMORFOLOGISK KART OG GEOLOGISKE STRUKTURER VED JETTAN. DEN AKTIVE BAKSPREKKEN (ACTIVE BACK SCARP) AVGRENSER DE OMRÅDENE MED BEVEGELSE. PUNKT 1 OG 2 VISER TIL LOKALISERING AV OVERVÅKINGSSENSORER HVOR MÅLEDATA ER PRESENTERT (FIGUR 17 OG FIGUR 18). PUNKT C VISER LOKALISERING AV KLIMASTASJONEN. FIGUR 12. OMRÅDENE MED BEVEGELSER I DAG, DOKUMENTERT VED MÅLINGER MED GPS, BAKKERADAR OG RADAR FRA SATELLITT. KARTET VISER OGSÅ BEVEGELSESVEKTORENE MÅLT MED GPS. SIDE 16 AV 30

17 Indre Nordnes Det er påvist store vertikale og horisontale bevegelser langs steiltstående sprekker ovenfor Indre Nordnes (Figur 13). Området er dokumentert i NGU-rapport (Blikra m.fl. 2006). Det totale volumet av fjellpartiet som er i bevegelse ble da anslått til å være mellom 10 og 15 millioner m3. Den store usikkerhetsfaktoren er også her mangel på dokumenterte glideplan i nedre deler av skråninga som kan forklare de store åpne sprekkene på platået. Berggrunnen består også her av svake skifre. Foliasjonen stryker generelt i retning nord-sør i spekteret NNØ-SSV til NNV-SSØ (Karlsen m.fl. 1999). Den faller mot vest i spekteret 7 til 20⁰. Den øvre baksprekken er godt utviklet og glideplanet i øvre deler kan følges som en svakhetssone ned fjellsida (Figur 14) Bevegelsene er dokumentert med data fra GPS, bakkeradar og radar fra satellitt, og området med aktiv bevegelse er relativt godt kartlagt. Spesielt var målekampanjen med bakkebasert radar i 2011 viktig for å kartlegge de aktive områdene (Figur 15). En relativ stor bevegelse i juni 2011 ble fanget opp av radaren. I Figur 16 er det gjort en ny sammenstilling og oppsummering av områdene med dokumentert bevegelse. Dette arealet omfatter ca m 2 og strekker seg ned til moh. Dersom en regner et dyp på 30 til 60 m får en et volum på det aktive området mellom 3,5 og 6 millioner m 3. Det er ingen indikasjoner fra satellittdata på at mindre parti er i bevegelse nord for dette området (Figur 9), men dette skyldes trolig krypbevegelser i urmateriale uavhengig av underliggende berggrunn. FIGUR 13. OVERSIKT OVER DE USTABILE FJELLPARTIENE VED INDRE NORDNES MED BAKSPREKKER (BACKFRACTURE), UTGLIDNINGSKANTER (SLIDE SCAR) OG NEDRE GRENSE FOR OMRÅDER SOM HAR VÆRT I BEVEGELSE (LOWER FRONT OF INSTABILITY). LEGG OGSÅ MERKE TIL DE TRE STORE SKREDVIFTENE (AVALANCHE FAN) I NEDRE DELER. FRA NORGE I 3D. SIDE 17 AV 30

18 FIGUR 14. ØVRE DELER AV DET USTABILE FJELLPARTIET VED INDRE NORDNES. GLIDEPLANET (BLÅ LINJE), BAKSPREKKEN (BACK FRACTURE, SORT LINJE) OG UTGLIDINGSKANTER (SLIDE SCAR) AVGRENSER GODT OMRÅDET SOM ER I BEVEGELSE. FIGUR 15. RESULTAT FRA BAKKERADARMÅLINGER I DE BLÅ OMRÅDENE VISER DE RELATIVT STORE BEVEGELSENE SOM SKJEDDE I JUNI SIDE 18 AV 30

19 FIGUR 16. KART SOM VISER HOVEDSPREKKER (MAIN FRACTURES) OG OMRÅDET MED AKTIV BEVEGELSE (RØD FARGE). PILENE VISER GPS VEKTORER FRA DE KONTINUERLIGE MÅLINGENE. Bevegelse og drivende krefter Det er svært gode data på bevegelser og temperaturregime på Nordnesfjellet. Et overvåkingsprogram ble initiert i 2007 med måling av overflatebevegelser. Dagens system inkluderer et omfattende sensorsystem av lasere, GPS, ekstensometer/crackmetre og tiltmeter (Blikra et al., 2009; Nordvik et al., 2010, Kristensen & Blikra, 2011). Data fra målingene er bakgrunnen for avgrensing av det aktive området ved Jettan (Figur 12). Bevegelse De fleste GPS-antennene viser en karakteristisk sesongvariasjon med en signifikant økt bevegelse under snøsmeltingen i mai, som varer til sent på høsten eller tidlig på vinteren (Figur 17). Også de kontinuerlige dataene fra laserne, ekstensometrene og crackmetrene viser karakteristiske sesongvariasjoner (Figur 18). Laser og ekstensometer viser samme trend som GPS med en godt definert start på den økte bevegelsen i mai og redusert hastighet i november. Denne trenden er dokumentert under hele den fire år lange perioden med kontinuerlige målinger (Kristensen & Blikra, 2011; Blikra & Christiansen in prep.). De små strekkstagene (crackmetre), som er lokalisert over lokale sprekker, viser en annen trend med utvidelse på vinteren og sammentrekning om sommeren (Figur 18). Initieringen av utvidelse i sprekkene skjer samtidig ved alle crackmetrene, og starter i begynnelsen av august og slutter sent på høsten eller tidlig på vinteren, samtidig med de store bevegelsene målt med laser og ekstensometer. Dataene fra strekkstaget i Figur 18 er lokalisert over den store baksprekken og viser bevegelse på ca 2cm/år. Dette viser at store deler av bevegelsen i dette området skjer langs denne strukturen (se punkt 2 i Figur 11). SIDE 19 AV 30

20 FIGUR 17. BEVEGELSE VED GPS ANTENNA I DET NORDLIGE OMRÅDET VED JETTAN (SE PUNKT 2 I FIGUR 11). LEGG MERKE TIL SESONGVARIASJONEN MED STOR BEVEGELSE FRA MAI TIL SENT I NOVEMBER I DEN ØSTLIGE KOMPONENTEN (BEVEGELSE MOT VEST). FIGUR 18. BEVEGELSER DOKUMENTERT VED DEN AKTIVE STORE BAKSPREKKEN (PUNKT 2 I FIGUR 11). DATAENE ER FRA LASER, EKSTENSOMETER OG CRACKMETER. SIDE 20 AV 30

21 Temperaturforhold Temperaturer er målt i ulike deler av fjellskredområdet på Jettan for å kartlegge mulig permafrost og for å undersøke hvordan frost og smelting påvirker bevegelsene (Christiansen et al., 2010; Blikra & Christiansen, i prep.). Temperturundersøkelser i overflaten, i sprekker og i korte borehull dokumenterer permafrost i området. Gjennomsnittlig årlig lufttemperatur i perioden 1. september 2009 til 31. august 2011 er hhv. -1 og -0,3 C for de to sesongene. Lufttemperaturen er i hovedsak negativ fra oktober til april, og når C om sommeren (Figur 19, øvre del). Temperaturen i den aktive baksprekken følger lufttemperaturen tidlig på vinteren inntil nok snø er akkumulert nede i den åpne sprekken, og isolerer sprekken fra atmosfæren (Figur 19, nedre del). Det er permanent is dypt nede i baksprekken (Figur 20). Sommeren 2010 ble en temperatursensor plassert i is i den dypeste del av sprekken, 20 m under bakkenivå. Dataene fra denne viser en markert avkjøling tidlig på vinteren inntil hulrommene ble fylt med snø som forhindret videre nedkjøling (Figur 19: «Crack with ice temperature»). En relativ stabil vintertemperatur på -2 C varer inntil snøsmeltingen i mai. En stabil sommertemperatur på 0 C fortsetter til sent på høsten. Etter dette fører smeltevann til økt temperatur ved at isen rundt sensoren har smeltet. FIGUR 19. LUFTTEMPERATUR (2M) FRA JETTAN METEOROLOGISKE STASJON (ØVRE DEL), SE LOKALISERING I FIGUR 11. LUFTTEMPERATUR I EN SPREKK 10 M UNDER OVERFLATEN OG TEMPERATUR MÅLT I IS I NEDRE DEL AV DEN AKTIVE BAKSPREKKEN ER VIST I NEDRE DEL. SIDE 21 AV 30

22 FIGUR 20. ISHULER M DYP NEDE I DEN AKTIVE BAKSPREKKEN. BILDE TATT OPPOVER. Drivende krefter Arbeidet som er gjort på Nordnesfjellet viser at det er sporadisk permafrost i området (Christiansen et al., 2010), og helårlig/permanent is er også funnet på m dyp i den aktive baksprekken på Jettan (Figur 20). Bevegelsesmålinger over flere år dokumenterer en systematisk sesongvariasjon. Bevegelsene øker i mai under snøsmeltingen når lufttemperaturen stiger over 0 C. Denne hastigheten varer hele sommeren og høsten, og blir lavere først tidlig på vinteren. Siden bevegelsene som initieres under snøsmeltingen i mai ikke reduseres etter at smeltingen, må det være andre prosesser som kontrollerer bevegelsene. Det er videre ingen korrelasjon mellom nedbør og bevegelse. De kontrollerende prosesser for det karakteristiske mønsteret er tolket til å være smelting og frysing av is i dype sprekker. De drivende krefter for det ustabile fjellpartiet på Jettan ser derfor ut til å være prosesser knyttet til opptreden og endringer i permafrosten. Skjærstyrken til glideplanet eller glideplanene kan derfor i stor grad være styrt av temperaturforholdene og isens konsistens i permafrosten grunnet flere forhold: 1. Økt istemperatur under snøsmeltingen om våren på grunn av smeltevann som renner inn i sprekkene og fryser i dypere og kaldere deler. Denne prosessen frigir latent energi/varme som vil øke istemperaturen fra flere minusgrader til trykksmeltepunktet omkring 0 C. Denne temperaturøkningen vil drastisk redusere skjærstyrken til is langs potensielle glideplan. 2. Smeltevann om våren og sommeren vil smelte is og refryse i permafrostområdene nede i sprekkesystemene. Dette kan føre til en volumøkning og en skyveeffekt langs den aktive baksprekken. 3. Smeltevann om våren kan føre til en total smelting av kald is langs glideplanene, noe som også kan føre til redusert skjærstyrke. Skjærstyrken til glideplanet eller glideplanene vil være størst der en har kald is, og lavest der en har is ved trykksmeltepunktet rundt 0⁰C. En skulle derfor forvente størst bevegelse i perioder der varm is opptrer langs glidesonene, noe som kan forklare at bevegelsene starter opp under snøsmeltingen i mai. Dette stemmer også med den dokumenterte bevegelsen ved Indre Nordnes i mai og juni SIDE 22 AV 30

23 Scenarier Eksisterende kunnskap indikerer at volumer på millioner M 3 ved Jettan og 3 6 millioner m 3 ved Indre Nordnes er i bevegelse. Dette er bygd på en estimert dybde på m ved Jettan og m ved Indre Nordnes. Dersom fjellskred med slike volumer blir utløst i en stor hendelse vil skredet gå langt ut i Storfjorden (Figur 21). Også fjellskred med betydelige mindre volumer (0,5 til 1 mill. m 3 ) vil ha rekkevidde som går ut i fjorden. De estimerte utløpsrekkevidder er estimert etter en enkel analyse av forholdet mellom fjellskredets volum og H/L (H= Fallhøyden fra toppen av utløsingsområdet til ytterst i utløpsområdet; L= Utløpslengden). Det er brukt et datasett sett sammen i en litteraturstudie av norske og internasjonale fjellskredhendelser (Blikra m.fl. 2001). Alle områder i utløpsområdet for slike skred vil bli totalødelagt og det vil sannsynligvis bli liggende igjen betydelige skredmasser også på land. FIGUR 21. ESTIMERTE MINSTE REKKEVIDDER AV FJELLSKRED MED VOLUM PÅ 10 OG 1 MILL. M 3 VED JETTAN OG 5 OG 1 MILL. M 3 VED INDRE NORDNES. REKKEVIDDENE ER ESTIMERT UT FRA FORHOLDET MELLOM VOLUM OG H/L (HØYDE/LENGDE) SOM ER FUNNET UT FRA ANALYSE AV FJELLSKREDHENDELSER (BLIKRA M.FL. 2001). Norges Geotekniske Institutt har utført flodbølgeanalyser for scenario med volum på 7 og 11 millioner m 3 fra Jettan (Glimsdal & Harbitz, 2008). Det er ikke gjort analyser av oppskyllingshøyder på land langs østsiden av Storfjorden langs Nordnesfjellet, men rapporten viser maksimale overflatehevinger på dypere vann i hele fjordbassenget. I Skibotn er oppskyllingshøydene estimert til maksimum 3 og 5 m for det to scenariene på 7 og 11 millioner m 3. Innerst i Storfjorden er oppskyllingshøydene estimert til 2 og 3 m. På Lyngensida blir oppskyllingshøydene betraktelig større, og er oppe i m ved Råttenvik og Lyngseidet for det største volumet. På Furuflaten er SIDE 23 AV 30

24 oppskyllingen angitt til 5 og 9 m for de to scenariene. I områdene like utenfor fjellskredområdene må en regne med betydelige bølgehøyder. Ved Indre Nordnes må en sannsynligvis regne med oppskyllingshøyder på over 15 m fra et stort skred fra Jettan, og sannsynligvis ennå større bølgehøyde i nærheten av et skred fra Indre Nordnes. Siden E6 går langs fjorden i store strekninger mellom Indre Nordnes og Skibotn må en kunne vente store skader på veinettet. Dette vil også kunne gjelde i områder sør for Skibotn, selv om bølgehøydene her er betraktelig mindre. Det understrekes at vurderingene av bølgehøyder kun er bygd på de data som er tilgjengelig i NGI rapport (Glimsdal & Harbitz, 2008), og en ytterliggere vurdering av dette må gjøres gjennom nye analyser. Dagens beredskap Beredskapen som i dag bygges opp i Kåfjord, Storfjord og Lyngen kommuner er bygd på scenarier og flodbølgeestimat fra Det er ikke foretatt kvantitative estimat av sannsynlighet. Scenarier skal revideres etter en sammenstilling av alle nye data i løpet av vinteren Et stort fjellskred fra Jettan eller Indre Nordnes, vil uansett skape store og katastrofale flodbølger for bebygde områder og infrastruktur. Store deler av E6 langs fjorden vil sannsynligvis bli ødelagt og hindre kommunikasjon i lang tid. Overvåkingen ved Jettan og Indre Nordnes blir i dag tatt hånd om av Nordnorsk Fjellovervåking IKS, et nytt selskap eiet av de tre involverte kommunene og Troms fylkeskommune. Den geologiske og operative overvåkingen blir ivaretatt gjennom en samarbeidsavtale med Åknes/Tafjord Beredskap IKS. NVE finansierer 70% av den daglige driften til disse to selskapene. Det er nylig blitt bestemt av regjeringen at det skal etableres et felles nasjonalt overvåkingssenter for fjellskred i Norge, organisert under NVE. Det arbeides også med en «Nasjonal beredskapsplan for fjellskred» som beskriver ansvar og roller til beredskapsaktørene. Dette arbeidet er ledet av Fylkesmannen i Møre og Romsdal. Den geologiske overvåkingen er spesifisert i «geofaglig vaktinstruks» ved ÅTB. I tillegg til at SMS og e-post varsling er implementert for et utvalg bevegelsessensorer, gjennomgås alle data en gang pr dag ved normalt farenivå. Vaktgeologen beslutter i samråd med sjefgeolog en endring i farenivå ved økte bevegelser, og melding gis til aktuelle aktører. Figur 22 gir en oversikt over farenivå og de grenseverdiene som blir brukt for fjellskredområdet ved Jettan. Det understrekes at endring av farenivå ikke blir bestemt kun ut fra bevegelse ved enkeltsensorer, men ut fra en geologisk totalvurdering. FIGUR 22. FARENIVÅENE FOR JETTAN. SIDE 24 AV 30

25 Tunnelbyggingens effekt på stabiliteten til de ustabile fjellpartiene Det blir i det følgende gjort noen generelle vurderinger av tunnelbyggingens mulige effekt på stabiliteten til de ustabile fjellpartiene ved Jettan og Indre Nordnes, basert på erfaringene fra det ustabile fjellpartiet ved Åknes og internasjonale erfaringer. Når det gjelder spesifikke vurderinger av rystelsers påvirkning må dette utføres spesielt. Rystelser som følge av sprengning Det finnes en del data om sprengning og reduksjon i rystelser med avstand fra sprengningspunkt. I Stranda kommune har Statens vegvesen et stort tunnelprosjekt som ligger 4 til 6 km fra Åknes. Vi har en fullskala seismograf på Åknes, og vi kan ikke se noe stor effekt av sprengningene som foregår i veitunnelen. Signalene kan observeres, men de er svært svake. Det norske forskningsinstituttet NORSAR har videre observasjoner fra sprengning i undergrunnsgruver, og informasjon herfra viser at rystelser er svært små når en øker avstanden (Michael Roth, pers. med.). Det ble i forbindelse med vurderinger av mulighetene for drenering for å øke stabiliteten ved fjellskredområdet på Åknes utført en masteroppgave ved NTNU (Moen, 2008). Her ble det gjort en vurdering og analyse av mulig effekt av sprengning på stabilitet i forbindelse med tunneler rett under skredet. Rystelsene avtar betraktelig med avstand (Figur 23). Kurven til Moen (2008) viser at rystelsene etter en sprengning avtar eksponensielt i avstand fra rystelsen. For hver 8-10 m fra sprengningen halveres styrken på rystelsene. En rystelse på 35 mm/s anses som grenseverdi for skader på bygninger. Ved en normal sprengning vil slike rystelser finne sted rundt 20 m fra sprengningen. Hundre meter fra sprengningen vil rystelsen være mindre enn 1 % av denne verdien. Ved flere hundre meters avstand vil rystelsene være marginale, uansett utgangsstørrelsen på sprengningen. En av konklusjonene fra Moen (2008) var også at i en avstand på under 200 m var rystelsene mindre enn et jordskjelv med 1000 års sannsynlighet i det aktuelle området (Møre og Romsdal). Ved Jettan og Indre Nordnes vil sannsynligvis avstanden fra sprengning til de aktive fjellskredområdene være større enn 500 m, avhengig av hvilket alternativ som velges. FIGUR 23. RYSTELSER SOM FØLGE AV SPRENGNING (MOEN, 2008). DEN RØDE PRIKKA LINJA VISER RYSTELSESNIVÅET PÅ 35 MM/S SOM ER DET NIVÅET HVOR DET ANTAS AT DET IKKE SKJER SKADE PÅ BYGNINGSMASSE. KURVEN VISER AT RYSTELSER AVTAR KRAFTIG MED ØKENDE AVSTAND. SIDE 25 AV 30

26 Flere steder internasjonalt har en gått inn med tunneler rett under fjellskredet for å drenere, og det er etter det vi kjenner til ikke oppstått problemer med stabilitet eller økt bevegelse som følge av tiltakene. Moen (2007, 2008) foretok et litteraturstudie av store dreneringstiltak knyttet til store fjellskred. De største dreneringstiltak er foretatt av BC Hydro i British Colombia, Canada. Disse inkluderer Downie slide (Enegren & Imrie, 1996) og Dutchman s Ridge (Moore & Imrie, 1992). På New Zealand ble det gjort omfattende dreneringstiltak i vannkraftprosjektet Clyde Power Project (Macfarlane & Gillion, 1996). I Sveits er de dreneringstiltakene ved La Frasse Landslide og Campo Vallemaggia Slide mest kjente (Noverraz m.fl. 1998; Bonziago m.fl. 2000). I flere områder er tunneler drevet rett gjennom glideplanene, eller bare 5 m under glideplanet uten at det har oppstått stabilitetsproblem. Oppfølgende arbeid/tiltak Det konkluderes med at avstanden fra tunneldriving til de aktive glideplanene er så store at det sannsynligvis ikke vil medføre noe stabilitetsproblem. På bakgrunn av denne rapporten kan det imidlertid gjøres en mer detaljert vurdering av rystelsenes mulige påvirkning på stabiliteten til de ustabile fjellpartiene. Det kan forsøkes å stipulere hvor store rystelsene vil bli i de ustabile fjellpartiene med utgangspunkt i salveplaner. Her kan en også ta utgangspunkt i eksisterende data og etter det vi kjenner til er det også i gang et arbeid med å utarbeide en database og standard for sprengningsinduserte vibrasjoner. En må imidlertid være klar over de geologiske modellene for de ustabile fjellpartiene med nåværende datagrunnlag er mangelfulle. Planlagte kjerneboringer sommeren 2012 kan bidra med verdifull informasjon for å redusere usikkerhetene i modellene. Vi kjenner også for dårlig til de drivende kreftene i dette området, siden vi har permafrostproblematikk. Det blir derfor vanskelig å finne gode parametere for skjærstyrke. Det kan derfor være vanskelig å oppnå noe særlig bedre kunnskap gjennom numerisk modellering. Siden det er etablert operativ overvåking ved de ustabile fjellpartiene ved Jettan og Indre Nordnes vil en følge med på bevegelsene i disse områdene under tunnelarbeidet. Det kan her lages en formell oppfølgingsrutine mellom utbygger og overvåkingsregimet. Det er også en mulighet å etablere en seismograf og eventuelt et mikroseismisk nettverk i tilknytning til de ustabile fjellområdene for ytterliggere å ha bedre kontroll med rystelser under sprengning. Dette vil også skaffe gode data i forskningssammenheng. Åknes/Tafjord Beredskap og NORSAR har erfaring med oppsett og etablering av slike system og det kan implementeres i samarbeid med Nordnorsk Fjellovervåking. Oppsummering og vurdering av tunnelalternativene Rapporten gir en oppsummering av de geologiske forholden knyttet til de ustabile fjellpartiene langs Nordnesfjellet. Det er påvist aktive bevegelser i to store områder ved Jettan og Indre Nordnes. Dette er godt dokumentert både fra satellittbasert InSAR, bakkebasert radar og fra overvåkingssystemene i overflaten. Data fra satellittradar viser ikke store bevegelser i områdene mellom Jettan og Indre Nordnes, utover krypbevegelser i urmateriale. Men det er påvist bevegelse i mindre fjellparti i kildeområdene for skredvifta som går ned mot innslag for tunnelalternativ 2 ved Indre Nordnes. Det er ikke mulig å si noe mer om tidsforløpet for utglidninger, og heller ikke om sannsynligheter for ulike scenarier. NGUs datasett viser ingen aktive tektoniske bruddsoner eller forkastninger som kan innvirke på valg av tunneltrase. Fra en geomorfologisk vurdering basert på flyfotoanalyse fremstår alternativ 1 og 4 som det beste alternativet, da denne tunneltraseens projiserte linje i dagen krysser færrest morfologiske lineamenter i flyfoto. SIDE 26 AV 30

27 NGU presiserer likevel at det er et behov for feltkartlegging i overflaten langs den endelige tunneltrase. Dette vil avdekke eventuelle svakhetssoner av typen vist i Figur 5. Disse kan deretter projiseres i dypet og øke forutsigbarheten i forhold til svakhetssoner langs tunneltraseen. Det er lite som tyder på at rystelser grunnet sprenging i tunnelen vil ha noe nevneverdig påvirkning på stabiliteten til de ustabile fjellpartiene. Det kan gjøres en grundigere oppfølging av dette, blant annet å vurdere vibrasjoner i forhold til sprengingsplaner. For ytterliggere å ha kontroll med situasjonen har en ved Jettan og Indre Nordnes muligheter til å følge med i bevegelsene under sprengningsarbeidene siden disse er operativt overvåka. Det kan også etableres en seismograf i tilknytning til de ustabile fjellområdene som registrerer de seismiske hendelsene. De planlagte tunnelinnslagene vil ligge nærmest fjellskredområdet ved Indre Nordnes. Områdene med aktive bevegelser ser ut til å kunne strekke seg ned til m høyde (Figur 21 og Figur 24). Dersom tunneltraseen går rett under skredområdet vil avstanden fra tunnel til aktive glidesoner bli rundt 350 m. Alternativ 1 og 4 ser ut til å gå godt over 1 km fra de aktive områdene, mens alternativ 3 vil være noe i underkant av 1 km fra fjellpartiene i bevegelse. Alternativ 2 ser ut til å gå nærmest det aktive området, med en avstand på noe over 500 m. Dette kan imidlertid ses nærmere på ved detaljprosjekteringen. Alle områder i utløpsområdet for store fjellskred fra Jettan og Indre Nordnes vil bli totalt ødelagt og det vil sannsynligvis bli liggende igjen betydelige skredmasser også på land. Ved Indre Nordnes må en sannsynligvis regne med store oppskyllingshøyder fra fjellskred både fra Jettan og Indre Nordnes. Siden E6 går langs fjorden i store strekninger mellom Indre Nordnes og Skibotn må en kunne vente store skader på E6. Dette vil også kunne gjelde i partier sør for Skibotn, selv om bølgehøydene her vil bli betraktelig mindre. Tunnelinnslaget ved alternativ 2 vil ligge i eller nært opp til utløpsområdet for et stort fjellskred fra Indre Nordnes, og ligger også i nær tilknytning til en aktiv skredvifte (Figur 24). Det er også mindre områder med bevegelse i kildeområdene for denne vifta. Alternativ og 3 unngår områder med slike skredproblem. Det gis her en kort oppsummering av de tre tunellalternativene: Alternativ 1 og 4 Monsastubergan: Dette alternativet ligger godt over 1 km fra fjellpartiet i bevegelse. Strukturgeologisk ser dette ut til å være det beste alternativet siden det krysser færrest lineamenter. Tunellinnslaget vil ikke ha noe problem med andre skredtyper. Alternativ 2 Indre Nordnes: Dette alternativet vil ligge i eller svært nær utløpsområdet for et skred fra Indre Nordnes, og ligger også utsatt til for andre skredtyper som snøskred, jordskred og steinsprang. Tunneltraseen ligger nærmest fjellpartiet i bevegelse, men trolig over 500 m. Alternativ 3: Huppasbergan: Alternativet ligger litt i underkant av 1 km fra området med bevegelse ved Indre Nordnes. Innslaget til tunnelen ser ikke ut til å ha problemer med andre skredtyper. Siden alternativet ligger lengst sør vil dette alternativet være noe mindre utsatt for skader som følge av flodbølger initiert av et fjellskred fra Jettan eller Indre Nordnes. SIDE 27 AV 30

28 FIGUR 24. OVERSIKT OVER DET VURDERTE OMRÅDET MED DE TRE TUNNELINNSLAGENE. DE RØDE OMRÅDENE VISER OMRÅDER I BEVEGELSE OG DE STIPLA LINJENE ER NEDRE DELER AV DE USTABILE FJELLPARTIENE SOM I DAG IKKE ER I BEVEGELSE. HELTRUKNE LINJER ER STØRRE SKREDVIFTER I OMRÅDET. Referanser Blikra, L.H., Braathen, A. & Skurtveit, E. 2001: Hazard evaluation of rock avalanches; the Baraldnes area. NGU Rapport , 21 s. Blikra, L.H. & Christiansen, H. (in prep.): A field based model of the influence of snow and frozen ground on seasonal rockslide deformation in the Nordnes area, northern Norway. In preparation. Blikra, L.H., Henderson, I. & Nordvik, T. 2009: Faren for fjellskred fra Nordnesfjellet i Lyngenfjorden, Troms (in Norwegian). Geological Survey of Norway Report , pp 29. Brekke H., Kalheim J.E., Riis F., Egeland B., Blystad P., Johnsen S. & Ragnhildstveit J. 1992: Two-way time map of the unconformity at the base of the Upper Jurassic (north of 69oN) and the unconformity at the base of the Cretaceous (south of the 69o N), offshore Norway, including the main geological trends onshore. Scale 1:2 million, NPD Continental Shelf Map No. 1, Norsk petroleumsdirektorat, Norges geologiske undersøkelse. Bonsanigo L., Eberhardt, E. & Løv, S. 2000: Measured response to a drainage adit in a deep creeping slide mass. Landslides In research, Thoery and Practice. Proceedings of the 8 th International Symposium on Landslides June 2000, Cardiff, Wales, pp Braathen, A., Blikra, L.H., Berg, S.S., Karlsen, F., 2004: Rock-slope failures in Norway; type, geometry, deformation mechanisms and stability, Norwegian Journal of Geology, 84, SIDE 28 AV 30

29 Bungum H., Olesen O., Pascal C., Gibbons S., Lindholm C. & Vestøl O. 2010: To what extent is the present seismicity of Norway driven by post-glacial rebound? Journal of the Geological Society, London, Vol. 167, 2010, pp doi: / Christiansen, H.H, Etzelmüller, B., Isaksen, K., Juliussen, H., Farbrot, H., Humlum, O., Johansson, M., Ingeman- Nielsen, T., Kristensen, L., Hjort, J, Holmlund, P., Sannel, A.B.K., Sigsgaard, C., Åkerman, H.J., Foged, N., Blikra, L.H., Pernosky, M.A. & Ødegård, R. (2010): The Thermal State of Permafrost in the Nordic area during the International Polar Year Permafrost and Periglacial Processes, 21, Dehls J., Olesen O., Olsen L. & Blikra L.H., 2000: Neotectonic faulting in northern Norway; the Stuoragurra and Nordmannvikdalen postglacial faults. Quaternary Science Reviews. 19, Enegren, E.G. & Imrie, A.S. 1996: Ongoing reuirements for monitoring and maintaining a large remediated rockslide. Proceedings of the 7 th International Symposium on Landslides June Trondheim, s Glimsdal, S & Harbitz, C.B. 2008: Flodbølger etter mulig fjellskred Nordnes, Lyngen kommune. Beregning av mulige fjellskred og flodbølger. Norges Geotekniske Institutt Rapport Hansen J-A., Bergh S.G., Henningsen T. & Davids C. 2011: Brittle fault zones in North Norway: Onshore-offshore link and regional implications. NGF Abstracts and Proceedings, Norges geologiske unsdersøkelse. 1: pp. 37. Karlsen, F., Braathen, A. & Blikra, L.H. 1999: Bruddsoner i fjell. Nordnesfjellet. Upublisert kart, NGU. Kristensen, L. & Blikra, L.H. 2011: The unstable rockslopes at Nordnesfjellet in Troms: Displacements, reviced scenarios and early-warning levels. Åknes report Macfarlane, D.F. & Gillon, M.D. 1996: The performance of landslide stabilization measures, Clyde Power Project, New Zealand. Proceedings of the 7 th International Symposium on Landslides June Trondheim, s Moen, B. 2007: Åknes vurdering av mulighet for drenering og andre stabiliserende tiltak. Prosjektoppgave, NTNU, Trondheim. Moen, B. 2008: Åknes skredområde Analyse av mulig effekt av dreneringstiltak. Masteroppgave NTNU, Trondheim. Moore, D.P. & Imrie, A.S. 1992: Stabilization of Dutchman s Ridge. Proceedings of the 6 th International Symposium on Landslides February Christchurch, s Mosar J. (2000): Depth of extensional faulting on the Mid-Norway Atlantic passive margin. Norges geologiske unsdersøkelse Bulletin. 437: Mosar J., Eide E.A., Osmundsen P.T., Sommaruga A. & Torsvik T.H. 2002: Greenland-Norway separation: A geodynamic model for the North Atlantic, Norsk geologisk tidsskrift. 82: Nordvik, T., Blikra, L.H., Nyrnes, E. & Derron, M.H. 2010: Statistical analsysis of seasonal displacements at the Nordnes rockslide, northern Norway. Engineering Geology 114, SIDE 29 AV 30

30 Noverraz F., Bonnard, Ch., Dupraz H. & Huguenin L. 1998: Grands glissemnets de versants et climat. Rapport final PNR 31, Vdf: Zurich, 314 p. Osmundsen P.T., Henderson I., Lauknes T.R., Larsen Y., Redfield T.F. & Dehls J. 2009: Active normal fault control on landscape and rock-slope failure in northern Norway. Geology. 37: Osmundsen P.T., Redfield T.F., Hendricks B.H.W., Bergh S., Hansen J-A., Henderson I., Dehls J., Lauknes T.R., Larsen Y., Anda E. & Davidsen B, 2010: Fault-controlled alpine topography in Norway. Journal of the Geological Society. 167(1): Rønning, J.S., Dalsegg, E., Heincke, B.H., Juliussen, H. & Tønnesen, J.F. 2008: Geofysiske målinger på Nordnesfjellet sommeren NGU Rapport , Sigmond E.M.O., Gustavsen M. & Roberts D. 1984: Bedrock map of Norway, 1: 1 million. Norges geologiske unsdersøkelse. Tolgensbakk J. & Solli J.L. 1988: Kåfjord, kvartærgeologi og geomorfologi, 1:50 000, 1634 II. Geografisk Institutt, Universitetet i Oslo. Zwaan K. B. 1988: Nordreisa, berggrunnskart, M 1: Norges geologiske unsdersøkelse. Zwaan K.B., Dangla P. & Quenardel J.M. 2006: Kåfjord 1634 II, berggrunnskart, M 1: Norges geologiske unsdersøkelse. SIDE 30 AV 30