Erosion, särskilt av flodstränder och bottenavlagringar
Många verksamheter relaterade till människans utnyttjande av jordar, mineral och vattenresurser leder till accelerad jordförstöring och till igenslamning av vattenreservoarer. Enär ett flodbäcken utgör en funktionell enhet kommer miljöförändringar i delar av bäckenet även att påverka partierna nedströms. Vattenregleringar och tillhörande hydrologiska förändringar medför ofta stranderosion i floder, sjöar och konstgjorda vattenreservoarer. Erosionen kan bl.a. leda till underminering av strandbrinken och ge upphov till ras och småskred, ofta i form av schokavlossning. I regel medför dock stranderosionen också en utbildning och breddning av strandplan, varefter strandreträtten avstannar.
Stranderosion i den reglerade Umeälven vid Hemavan. Vid strandbrinkar med utbildat strandplan blir de nedfallna jordschoken ofta kvarliggande en längre tid medan de vid brantare strandpartier snabbare eroderas sönder och förs bort av strömmen.
Släntskred i strandbrinkar av den typ, som bl.a .karakteriserar delar av Umeälvens stränder kan uitlösas: 1. Genom eliminering av stödjande krafter som en följd av floderosion, förorsakad av landhöjning, högvattenföring eller isdämning, genom basal vågerosion i samband med stormar eller båttrafik eller genom tunnelerosion och hålkälsbildning p.g.a. snabba portrycksvariationer, förorsakade exempelvis av korttidsreglering. 2. Genom belastning av markytan och tryckförändringar inom jordmassan exempelvis p.g.a..extrem.nederbörd.och höjd eller sänkt grundvattenyta eller genom ytdränering, ledningsdragning och artificiell utfyllnad i samband med tomtplanering. 3 Genom vibrationer i markytan exempelvis i samband med trafik och vägbyggen, varigenom markmaterialets hållfasthet nedsättes.
Vid flodmynningar av deltatyp med markerad avlastningsbrant längs den övre delen av deltafronten är massrörelser ett karakteristiskt inslag vid distalbrantens utbyggnad. Särskilt påtagligt är detta under perioder med snabb tillförsel av bottentransporterat friktionsmaterial. Frekvensen av skred i finkorniga flodmynningssediment ärofta hög inom de områden, där utbildningen av metastabila sedimentskikt gynnas av en snabb sedimenttillväxt. Lerhaltiga sediment, som snabbt överlagras av nya sedimentskikt, blir ofta underkonsoliderade p.g.a. att konsolideringsprocessen störs genom att reduktionen av porvatten ej medhinnes. Gas, producerad in situ genom biokemisk nedbrytning av organiskt material, nedsätter särskilt de organogena flodmynningssedimentens hållfasthet. Utglidningar av flodmynningssediment förekommer därför även längs mycket flacka subakvatiska slänter.
Bottenmaterialets eroderbarhet varierar främst med kornstorleken och med packningsgraden. Erosionen av finkorniga, mer eller mindre kohesiva sediment är dock en mer komplicerad process än erosionen av grövre partiklar, vilket framgår av den omfattande, av Zeman (1983) sammanställda och kommenterade bibliografin.
För friktionsmaterial (sand och grövre partiklar) ökar motståndet mot erosion med kornstorleken. Enligt Hjulströms och Sundborgs välkända erosionsdiagram, som visar sambandet mellan kornstorlek och kritisk erosionshastighet för uniformt material, nås minimivärdet för den kritiska erosionshastigheten i kornstorleksintervallet 0,1 - 0,5 mm, om de finkornigare partiklarna är kompakterade. Sandpartiklar är således lättrörliga. Som exempel kan nämnas att partiklar med kornstorleken 0,2 mm i diameter eroderas och transporteras vidare då strömhastigheten på nivån 1 m ovan bottnen överstiger ca 1/3 m/s. För erosion av gruspartiklar med kornstorleken 3 mm i diameter krävs ca 3 gånger högre strömhastighet. Den erforderliga strömhastigheten för erosion av friktionsmaterial avtar med bottenlutningen.
Nyligen avsatt finkornigt, ofta underkonsoliderat material eroderas och återuppslammas av ganska svaga strömmar. Motståndet mot erosion ökar under kompaktionsprocessen, som resulterar i utpressning av vatten från utrymmet mellan partiklarna under belastningen. För finkornigt, kohesivt material (silt och ler) ökar motståndskraften mot erosion under kompaktionsprocessen. De elektrokemiska krafterna mellan partiklarna ökar i styrka med packningsgraden (belastningen) och med partiklarnas specifika yta (kvoten mellan partiklarnas ytarea och vikt). Portalet (kvoten mellan porvolym och det fasta materialets volym) som ett mått på kompaktionen och kornstorleken som ett mått på partiklarnas specifika yta (cm2/g) är därför de två avgjort mest betydelsefulla parametrarna vid bedömning av kohesiva, vattenmättade avlagringars motståndskraft mot erosion.
Erosionsdiagrammet nedan, som konstruerats på basis av teoretiska beräkningar och på resultat från fält- och laboratoriestudier, visar hur den kritiska strömhastigheten för erosion på nivån 1 m ovan bottnen varierar med det finkorniga bottenmaterialets kornstorlek och portal. Sambandet mellan portal, vattenhalt och volymvikt (exemplifierat av några tabellerade värden i filen "Täthetsrelaterade parametrar") användes för beräkning av sannolika portal för vattenmättade sediment. De logaritmiska formlerna (Formulas for the velocity....) för beräkning av strömhastighetens variation med avståndet från bottnen användes för beräkning av den kritiska strömhastigheten för erosion på nivån 1 m ovan bottnen.
Som framgår av erosionsdiagrammet krävs exempelvis för erosion av sediment med kornstorleken 0,01 mm i diameter och med portalet 1 en strömhastighet av ca 100 cm/s på nivån 1 m ovan bottnen. Det bör dock påpekas att erosionen av finkorniga, mer eller mindre kohesiva sediment är en mycket komplicerad process. Erosionen av kohesivt, skiktat material sker vanligen selektivt. Svaghetszoner prepareras fram genom erosion av partiklar och aggregat varefter s.k. schokerosion följer. Sedimentans eroderbarhet varierar också med många andra faktorer, såsom med det minerogena och organiska materialets sammansättning, med sedimentens struktur, med bioturbationens typ och aktivitet, med redoxförhållanden, etc. De samband, som illustreras av erosionsdiagrammet, är därför något osäkra. De torde dock vara av den rätta storleksordningen.
Beräknade samband mellan kritisk erosionshastighet och portal för partiklar och aggregat med angiven kornstorlek. Modifierad efter Axelsson 1992 (UNGI Rapport Nr 81).
Diagrammet ovan (även publicerat i en mofierad form i Geo-Marine Letters 21/4, 2002) har bl.a. utnyttjats för bedömning av de kraftigt kvicksilverkontaminerade bottenavlagringarnas eroderbarhet i sjön Ala Lombolo i norra Sverige. De två stora, svarta punkterna markerar medianvärden (radiografiskt beräknade) för det hårdaste och det lösaste sedimentskiktet (bortsett från ytskiktet) med tjockleken 1 cm i den övre delen av 10 sedimentproppar från sjön. Det hårdaste och mindre förorenade skiktet var 1997 beläget på ett medeldjup av endast 6 cm, dvs ovan de lösare och mer förorenade sedimenten. Detta skikt utgör således ett visst skydd mot erosion av de underlagrande, mer eroderbara sedimentskikten.
Särskilt i tropiska och subtropiska vattenreservoarer kan torrskorpor bildas i de sedimentskikt, som blottläggs under lågvattenperioder (som i The Cachí reservoir....). De torrlagda skiktens tjocklek kan då minska till hälften och ibland till en tredjedel av skiktens tidigare tjocklek. Detta innebär också en avsevärd minskning av skiktens porositet och portal, vilket ökar deras motståndskraft mot erosion. Denna effekt motverkas dock delvis av de torksprickor, som samtidigt bildas på grund av sedimentskiktens uttorkning.
På bottnar med snabb sedimenttillväxt är ytsedimenten underkonsoliderade, d.v.s. deras vattenhalt ä rhögre än mättnadsvärdet och deras hårdhetsgrad är därför ringa. Från dessa bottnar sker därför en kompaktionsbetingad uttransport av porvatten. Detta är däremot ej fallet på bottnar med överkonsoliderade sediment, där porositeten och därmed vattenhalten är lägre än vad som svarar mot det aktuella, effektiva belastningstrycket p.g.a. tryckavlastning genom erosion. Dessa s.k. erosionsbottnar indikerar således en dynamiskt energirik miljö och nyligen avsatt material får därför här en relativt kort uppehållstid. Tidsluckor i lagerföljden på grund av erosion karakteriserar därför dynamiskt energirika vattenmiljöer, vilket exemplifieras av röntgenbilderna nedan.
Röntgenbilder av varvig lera under en erosionsyta, täckt av ett tunnt sandlager med angränsande bottenvatten. Översta delen av sedimentpropparna 1124 och 1126, provtagna på ett djup av 24 respektive 35 m i ett exponerat kustområde mellan Pukaviksbukten och Hällaryds skärgård i Blekinge. Avståndet mellan dessa två provtagningsplatser uppgick till 6,7 km. Kurvan visar den torra volymviktens vertikala variation i sedimentpropp 1124. Från Axelsson 2002 (Geo-Marine Letters 21/4).
Ett ganska tunnt, i huvudsak sandigt och delvis grusigt ytskikt, som varierade i tjocklek mellan 1 och 4 cm påträffades i samtliga sju sedimentproppar, som provtogs samma dag i detta exponerade kustområde. En strömhastighet av storleksordningen 0,5 m/s på avståndet 1 m ovan bottnen skulle troligen vara tillräcklig för erosion av detta i huvudsak sandiga ytskikt. Det är därför troligt att under kraftigare stormperioder så kommer detta sandiga ytskikt att slammas upp eller att transporteras längs bottnen under utbildning av bottentransportformer såsom rippels och bankar.
Den synnerligen omfattande tidsluckan nära sedimentytan i detta kustområde tyder på att erosionen har dominerat över sedimentationen under en lång tidsperiod och att nyligen avlagrat finkornigt material därför får en kort uppehållstid i detta för vågor och strömmar exponerade kustområde. Portalet är ganska lågt (ca 3) och motståndet mot erosion därför högt i den varviga leran, som underlagrar det tunna, sandiga ytskiktet. Som kontrast kan nämnas att nyligen avlagrat finkornigt material ofta har portal högre än 20 och i vissa områden till och med högre än 100, exempelvis i det östra Gotlandsdjupet (East Gotland Deep) i Östersjön.
Tillbaka till min första sida.