Reinheimens geologi Berggrunn Berggrunnen innen Reinheimen nasjonalpark er delt inn i tre hovedgrupper. Underst ligger det prekambriske grunnfjellet. Over disse opptrer det områder med tynne soner av stedegne bergarter, vesentlig kvartsitt med konglomerat. Øverst ligger det et tykt lag av skyvedekker. Disse skyvedekkene deles i Gula- og Surnadekkets bergarter og Sætre- og Risbergdekkets bergarter (se: Berggrunnsgeologisk kart, Fig. 1). For mellom 900 og 1900 millioner år siden ble de første delene av Reinheimen til. Sedimentære og magmatiske bergarter ble foldet og omdannet til gneiser. Sent i denne perioden trengte granitter inn i gneisene. Sammen danner disse omdannede bergartene det prekambriske grunnfjell. På samme tid ble store områder slitt ned til et lavt sletteland, som etter hvert ble oversvømmet av havet. For mellom 900 og 400 millioner år siden la det seg lag på lag med sand, leire, silt, døde organismer og vulkansk aske, som ble til sandstein, leir- og siltstein, kalkstein og grønnstein. Under den kaledonske fjellkjedefoldingen for 500 350 millioner år siden ble disse bergartene foldet og omdannet til kvartsitter (fra sandstein), fylitter/skifre (fra leir- og siltstein), marmor (fra kalkstein) og grønnskifer (fra grønnstein). Store sammensatte flak av disse bergartene og flak av gneis fra det prekambriske grunnfjellet ble revet løs, presset opp og skjøvet innover de underliggende bergartene mot sydøst. Bare en liten del av disse flakene er stedegne, det vil si at de ligger der hvor de ble dannet oppå grunnfjellet, (jfr. Sedimenter avsatt på grunnfjellet, bergart nr 14 og nr. 15 på det berggrunnsgeologiske kartet). Flakene som er skjøvet langt, kalles skyvedekker. I dag ligger skyvedekkene oppå de stedegne bergartene, som igjen ligger oppå grunnfjellet. Prekambriske grunnfjell Gneiser dannet ved omdanning av sedimentære bergarter og magmatiske bergarter, opptrer over store deler av Reinheimen. Disse bergartene er karakterisert etter sitt utseende og mineralsammensetning. Har bergarten et grovkornet utseende med en granittisk mineralsammensetning (vesentlig kvarts og feltspat), omtales den som en grovkorning granittisk gneis. Er bergarten finkorning og det er vanskeligere å se sammensetningene nyttes betegnelsen finkorning gneis, evt. finkornig granittisk gneis. Er de primære gneisstrukturene synlige men gjennomsatt av yngre nydannete årer og ganger omtales gneisen som migmatittisk gneis (Fig. 2). I grunnfjellsområdet finnes det ikke bare grå gneis, men også mer fargerike varianter, som bergarter av rustrød serpetinitt. På grunn av fargen er bergarten ofte omtalt som rauberg, og gjenfinnes i navn som Raubergskollen og Raubergsvatnet.
Fig. 2. Gneis øst for heimste Veltdalsvatnet. Foto O. Lutro, NGU Stedegne bergarter De stedegne bergartene kjennetegnes ved at de ligger på grunnfjellet, under skyvedekkene og at det er ikke blitt påvist skyvesoner innen bergartene. Overveiende er dette nå kvartsitter med soner av konglomerat, dvs. en omdannet sedimentær bergart av en tidligere avsatt sandstein. I enkelte områder sees også fylitt/skifer (omdannet fra leir- og siltstein). Områder med stedegne bergarter i Reinheimen sees bl.a. i Skjervedalen og nordøst for Rødalen (bergart nr. 15). Bergartene ligger her under bergarter tilhørende det innskjøvne Gula- og Surnadekket. Skyvedekkebergarter Disse skyvedekkene er alle skjøvet på plass under den kaledonske fjellkjedefoldingen. De underste dekkene er skjøvet relativt kort mens de øverstliggende dekkene kan være skjøvet flere 100 km. I Norge blir den kaledonske fjellkjeden inndelt i dekkeserier. For enkelhets skyld er bergartene som tilhører Gula- og Surnadekkene slått sammen på kartet (se Berggrunnsgeologisk kart). Det samme gjelder bergartene innen Sætre- og Risbergdekkene (Fig. 3). Dekkekompleksene har fått navn etter det sted de først ble beskrevet. Gula- og Surnadekket består vesentlig av sedimentære bergarter og vises i terrenget som kvartsitt (bergart nr. 5) og fylitt-glimmerskifer (bergart nr. 2) I disse dekkene opptrer det også dioritt og gabbro (bergart nr. 1) som er opprinnelig var dypbergarter, avsatt i avsetningsbergartene under fjellkjededannelsen. Dessuten opptrer grønnstein og amfibolitt som opprinnelig var vulkanske lavabergarter.
Fig. 3. Knoller av serpetinitt opptrer flere steder i området, bl.a. i Surnadekket som her ved Dordiholet, øst for Storbreen. Foto B. Follestad 2008, NGU. Sætre- og Risbergdekket Disse dekkene inneholder omdannede sedimentære bergarter (sandstein og arkose, bergart nr. 13) og magmatiske bergarter som serpetinitt (bergart nr. 10) og anortositt (bergart nr 11). Dekkenes alder er beskrevet nærmere i litteraturen på referanselista. Sokkelens bergarter og utviklingen av landskapet Da den kaledonske fjellkjeden ble dannet, oppstod det sprekker og andre svakhetssoner i jordskorpa i bl.a. i Midt-Norge. Langs sprekkesonene slet rennende vann og vind ned de forvitrete fjelloverflatene. Fragmenter ble revet løs, transportert og dumpet igjen. Stein, grus og sand ble først avsatt langs elver, på flodsletter og i de kystnære deltaområdene. Finsand sammen med vulkansk aske og leire ble transportert ut til de dypere områdene og avsatt på sokkelen og i dyphavene. På denne måten ble de yngste bergartene på norsk sokkel dannet av de eldre bergartene under de geologiske tidsperiodene som fulgte. Volumet av de yngre bergartene på Norsk sokkel tyder på at landoverflaten innen de tilgrensende "land"- områder har blitt sterkt erodert og senket minst 300 m. Det er således erosjon og avsetning av avsetningsbergarter (sedimentære bergarter) dannet ved erosjon av de gamle prekambriske og kambro-siluriske bergartene som har gitt oss reservoarbergartene for dagens oljerikdommer.
Vekttapet som de eroderte bergartmassene representerte gjorde at landblokken som Norge lå på, hevet seg, mest i de vestlige områdene. Samtidig foregikk det bevegelser i jordskorpa som førte landblokken nordover og bort fra ekvator. Samspillet mellom de indre og ytre geologiske prosessene har endret jordoverflatens utseende flere ganger gjennom den geologiske historien. Mens sporet etter de tidligste landskapsformene er lite synlige, kan former fra tiden like før den tertiære landhevningen (65 millioner år siden) sees i området (Fig. 3). Trolig kan noen av landskapsformene være dannet alt mot slutten av Kritt (70 millioner år siden). På dette tidspunktet var det sentrale Øst-Norge et nedslitt lavland med oppstikkende restfjellsområder i Jotunheimen, Trollheimen, Skrymtheimen og Rondane. Det er antatt at Gudbrandsdalens forløp sammen med de største sidedalene, for eks. Ottadalen, allerede på dette tidspunktet er preget inn i det nedslitte landskapet. Under landhevningen ble denne delen av Midt-Norge hevet mer enn 1000 m. Dette medførte fornyet erosjon og utviklingen av dalene, for eks. Gudbrandsdalen fortsatte. Siden landhevningen var større i vest enn i øst, flyttet vannskillet seg østover. I de nordvestlige deler av Gudbrandsdalen har vannskillet tidligere ligget lengre not nordvest og daler som for eks. Asbjørnsdalen øst i Reinheimen drenerte mot sydøst. Kombinasjonen av kontinentaldrift, landhevning og en verdensomspennende klimatisk endring, la grunnlaget for dannelsen av kontinentale bredekker i kvartærtiden for 2,6 millioner år siden i Norge. Fig.4. Mange daler i Nordvest-Norge ble anlagt før den tertiære landhevningen. Legg merke til at Gudbrandsdalen kan "spores" vest og nord for dagens vannskiller, modifisert etter Follestad & Freden 2008.
Landskapsutforming og løsmasser Under kvartærtiden ble Reinheimen dekket av kontinental innlandsis flere ganger fra 2 millioner til 25 000 år siden. Fra Norskehavet har vi klimatiske borkjerne-data som viser at vi kan ha hatt opptil 48 nedisning av landet innenfor dette tidsintervallet. I de nordlige deler av Oppland er det bare funnet spor etter tre kontinentale isdekker. Dekkene av innlandsis oppstod i fjellområdene ved at snø og is overlevde fra år til år i nisjedaler og på platåer som snøbreer. Disse vokste etter hvert sammen og det ble dannet platåbreer. Platåbreene fortsatte å vokse og fylte de mellomliggende dalene slik at et kontinentalt isskjold oppstod. Den videre utvikling av de kontinentale isskjoldene ble bestemt av nedbørsretninger og klimaforhold, uavhengig av det underliggende terrenget. På sitt mektigste var det kontinentale isdekket mer enn 1000 2000 m tykt. Fra det kontinentale isdekket gikk det ut isstrømmer. Disse beveget seg mot sokkelområdene uavhengig av de underliggende terrengformene. I dalene som ble dannet før istidene, er de vesentligste sporene "plukkete" dalsider og mindre overfordypninger i dalgangene. Dagens tjern og vatn er eksempler på trau som er eroderte av isbreer. Innen de høyest liggende partier av Reinheimen er det dannet botner og botndaler. Noen av disse har botnbreer i dag, andre ikke. Disse formene er sannsynligvis skapt av breerosjon i den førte fasen av nedisningene, før botnbreer og dalbreer vokste sammen til et kontinentalt isskjold og isdekker. Siste istid begynte for vel 115.000 år siden. Svingninger i klimaet førte til at isens utbredelse og tykkelse varierte ganske mye. Trolig var innlandsisen helt eller nesten helt borte i perioder under istiden. I Reinheimen er det ikke funnet bevis for dette. Funn av støttenner og knokler etter mammut i Gudbrandsdalen tilsier imidlertid isfrie eller nesten isfrie forhold for 30 000 år siden. Det yngste kontinentale isdekket ble dannet ble dannet for 23 000 år siden og nådde sitt maksimum for 19.000 år siden. Mot slutten av siste istid beveget iskillet seg og vi fikk en markert isdom i Jotunheimen (Fig. 5). Herfra strømmet isen nærmest som sakteflytende elver mot nordøst over Ottadalen til Lordalen og Grøndalen. Mot nord forsatte isstrømmer over den nordre dalsiden til Gudbrandsdalen og inn i Aursjødalen, Skamsdalen og Grøndalen. Tykkelsen på ismassene avtok etter hvert og ble gradvis mer og mer "styrt" av de underliggende terrengformer til disse dalene.
Fig. 5 Modell er modifisert etter Follestad & Fredin 2008. For 11.000 år siden ble klimaet kaldere. Breene i jotunheimen vokste og dalbreer rykket fram fra Jotunheimen, gjennom og over Reinheimen til dalgangene nord for Gudbrandsdalen. Her beveget ismassene seg gjennom Aursjødalen, Skamsdalen og Grøndalen til områdene i nord. Fig. 6. Markerte sidemorener øst for Istjønne (1514 m o.h.) Foto B. Follestad 2008, NGU
I dag ser vi spor etter denne hendelsen som sidemorener flere steder i Reinheimen, kanskje best i traktene vest og nord for Storbreen. Et nært sammenhengende sett av sidemorener og store randbelter kan følges fra Storbrevatnet (1524 m o.h.) til Istjønne (1514 m o.h.) og videre øst- og nordover, rundt fjellet Skarvehøe (1665 m o.h.) til områdene vest for Kvernhushøe (1316 m o.h.). Videre fortsetter markerte sidemorener langs begge sider av Romsdalen mot vest. Sammen markerer disse ryggene at en annen brefront kan ha nådd vest til Åndalsnes. Da det ble mildere, smeltet dalbreen gradvis ned, slik at store mengder smeltevann rant langs brekanten. Dette vises ved markerte avspylte områder og ved dannelse av elveløp med smeltevann i kanten mellom breen og fjellet. Et av de mest markerte og storslagne avspylte områdene sees langs fjellsidene nord og syd for Skjervedalen (Fig. 7). Fig. 7. Smeltevannsdrenering fra Jotunheimen til Lesja og videre mot Romsdalen spylte fjellsidene rene for løsmasser i et belte som er opp til 150 m høyt. Dreneringen har her foregått mellom innlandsisen som har ligget i dalen (mot oss)og fjellsidene i bakgrunnen. Selve Skjervedalen var fylt av innlandsis mens denne dreneringen foregikk på tvers av dalen. Nedad er dreneringen markert ved en bred utflatning som faller svakt mot fjellterskelen i nord ved Veslskjervdalsvatnet. Foto B. Follestad 2005, NGU. Dagens breer i Reinheimen ble sannsynligvis dannet under en ny klimaforverring for 3000 år siden. Av disse er Storbreen den største og mest markerte. Denne breen er dannet øst og nordøst for Blåhøe (1959 m o.h.) i skråningen mot øst. Vakre brearmer sees her ned mot Istjønne (1514 m o.h.) og Dordiholet (1524 m o.h.), Fig. 7.
Fig. 7. Brearmen fra Storbreen faller ned i Istjønne (1514 m o.h.). Det har klart foregått en avsmeltning av Storbreen siden siste ajourføring av kartblad Tordsvatn 1319 II i 1997. Foto B. Follestad 2008, NGU. Litteratur Follestad, B. 2010: LESJA Kvartærgeologisk kommunekart M 1:80, Norges geologiske undersøkelse Lutro, O. & Tveten, E. 1996: Geologisk kart over Noreg, berggrunnskart ÅRDAL M 1:250.000. Norges geologiske undersøkelse Tveten, E., Lutro, O. & Torsnes, T. 1998: Geologisk kart over Noreg, berggrunnskart ÅLESUND, M 1:250.000. Noregs geologiske undersøking