Les meir om kvartærgeologi

Føreord 

Folgefonna nasjonalpark 

I samband med den planlagde etableringa av "Folgefonna nasjonalpark" blei det i 1999 

starta ein førebels konsekvensutgreiing som mellom anna omfatta kvartærgeologi/ 

geomorfologi. Fyrste delrapport i denne utredninga vart utført av Sigurd Sandvold og 

Joachim Riis Simonsen ved Institutt for geografi , Universitetet i Bergen (UiB), og 

konsentrerte seg om den relevante geofaglege litteraturen frå Folgefonnhalvøya med 

kringliggjande område. I tillegg vart flyfototolking og korte felt synfaringar i utvalde 

delområde nytta til å lage eit førebels (og grovt) kvartærgeologisk kart over området i og 

rundt den planlagde ”Folgefonna nasjonalpark”. 

Landområdet som kan omfattast av nasjonalparken er stort og dels vanskeleg tilgjengeleg, 

og under arbeidet med fyrste delrapporten vart det tidleg klart at det einaste som gav ein god 

nok oversikt over kvartærgeologien var (tidkrevjande) synfaringar i felt. I samråd med 

Miljøvernavdelinga, Fylkesmannen i Hordaland, blei det derfor semje om å følgje opp første 

delrapport med meir omfattande feltarbeid i 8 utvalde dalføre kring Folgefonna sommaren 

2000. Disse dalføra er Muradalen, Guddal/Hilldal, Enesdalen, Furubergdalen, 

Bondhusdalen/Fynderdalen, Sandvikedalen, Raunsdalen og Buerdalen. Samstundes med 

ein kvartærgeorgisk kartlegging av desse dalane blei det semje om å vurdera den samla 

”geofaglege naturverdien” frå eit område til eit anna gjennom å kvantifisera observasjonane 

etter ”formtype” og ”kvalitet” basert på eit system utvikla av fyrsteamanuensis Jan R. 

Sulebak ved Institutt for geografi, UiB. 

Feltarbeidet er i stor grad utført av Jostein Bakke, men med deltaking av Morten Diesen og 

Joachim Riis Simonsen. Ein del observasjonar som vil inngå i Morten Diesen si 

hovudfagsoppgåve ved Geologisk institutt, UiB, er innarbeida i rapporten. 

Bergen 23. november 2000 

Svein Olaf Dahl 

Koordinator for den geofaglege utgreiinga 

side 1

Innhaldsliste 


Forord..........................................................................................................................................1 

1.0 Berggrunnsgeologien på Folgefonnhalvøya ......................................................................6 

1.1. Tidlegare arbeid i regionen...............................................................................................6 

2.0 Geomorfologi og kvartærgeologi i Hordaland....................................................................9 

2.1 Kvartærgeologi ...................................................................................................................9 

2.2 Utvikling av storformene ..................................................................................................9 

2.3 Siste istid og deglasiasjonen i Hardanger.........................................................................9 

2.3.2. Oppsummering av alternativ modell for isutbreiing i Hardanger...........................13 

3.0 Skildring av jordartane ...................................................................................................15 

3.1 Morenejord.......................................................................................................................15 

3.1.1 Morenemateriale, samanhengande dekke, stadvis med stor tjukkleik...................15 

3.1.2 Morenemateriale, usamanhengande dekke .............................................................15 

3.1.3 Randmorenerygg .......................................................................................................16 

3.1.4 Moreneryggar etter botnbre ......................................................................................16 

3.2 Breelvavsetningar (glasifluviale avsetningar)..................................................................16 

3.2 Elveavsetningar (fluviale avsetningar).............................................................................16 

3.3 Marint materiale ..............................................................................................................16 

3.4 Forvitringsmateriale ........................................................................................................17 

3.4.1 Forvitringsmateriale, samanhengande dekke (også talus, fjellskred, snøskred, 

grovemassestaumar)...........................................................................................................17 

3.4.2 Forvitringsmateriale, usamanhengande dekke........................................................17 

3.4.3 Blokkhav, stadeigent (autoktont) dekke...................................................................17 

3.4.4 Blokkhav ikkje stadeigent (alloktont) dekke ............................................................18 

3.5 Torv og myr (organisk materiale).....................................................................................18 

4.0 Skildring av dei ulike landformene .................................................................................19 

4.1 Randmorenar...................................................................................................................19 

4.2 Breelvdelta.......................................................................................................................19 

4.3 Plastiske former...............................................................................................................19 

5.0 Metodar ...........................................................................................................................20 

5.1 Kvartærgeologisk kartlegging ..........................................................................................20 

5.2 Verdivurdering.................................................................................................................20 

6.0 Muradalen.......................................................................................................................22 

6.1 Skildring av dalens hovudelement..................................................................................22 

6.2 Enkeltlokalitetar..............................................................................................................23 

6.3 Vurdering av verneverdi ..................................................................................................25 

6.4 Oppsummering................................................................................................................25 

7.0 Guddal/Hilldal ................................................................................................................27 



side 2



7.4 Oppsummering................................................................................................................30 

8.0 Enesdalen........................................................................................................................31 




8.4 Oppsummering................................................................................................................35 

9.0 Furubergdalen.................................................................................................................36 




9.4 Oppsummering................................................................................................................40 

10.0 Bondhusdalen/Fynderdalen........................................................................................41 

10.1 Skildringa av dalens hovudelement..............................................................................41 

10.2 Enkeltlokalitetar............................................................................................................43 

10.3 Vurdering av verneverdi ................................................................................................44 

10.4 Oppsummering..............................................................................................................45 

11.0 Sandvikedalen..............................................................................................................46 

11.1 Skildring av dalens hovudelement................................................................................46 



11.4 Oppsummering..............................................................................................................50 

12.0 Raunsdalen..................................................................................................................52 




12.4 Oppsummering..............................................................................................................55 

13.0 Buerdalen.....................................................................................................................56 




13.4 Oppsummering..............................................................................................................59 

14.0 Konklusjon ...................................................................................................................60 

15.0 Folgefonnhalvøya - eit vitskapleg viktig område .........................................................62 

15.1 Kvifor er det viktig å forstå Folgefonna? .......................................................................62 

15.2 Vitskaplege interessante observasjonar i høve til vern. ...............................................62 

16.0 Referanseliste ...............................................................................................................63 

side 3

Figurliste 


Figur 1 – 3D modell av Folgefonnhalvøya. .................................................................................7 

Figur 2 - Oppsummering av gjeldande yngre dryas modell for heile Sør-Noreg (tjukk strek er 

Yngre Dryas marginen) (etter Anundsen 1985). ................................................................10 

Figur 3 - Tid-distanse-diagram for Hardangerfjorden etter gjeldande ismodell. Historia er 

bygd på dateringar frå området kring Hardanger, Bergen og Voss. I høve til denne 

modellen er Halsnøy og Herdla ved Askøy avsett av yngre dryas isen (Mangerud 2000). 

............................................................................................................................................11 

Figur 4 - Lengeprofil av Hardangerfjorden etter Follestad (1972). Profilet er trekt inn i 

området som omfatta dette studiet. Lokalitetane med lokalglasiasjon kjem direkte i 

konflikt med modellen til Follestad. Det er vanskeleg å skjøna at Hardangerfjorden var 

fylt med is samstundes som botnbreane i Jondal eksisterte (Bakke 1999). ....................13 

Figur 5 – Moreneryggen på Gygrastol. Randmorenen er spor etter eit stort isdekke som har 

gått ut Hardangerfjorden....................................................................................................18 

Figur 6 – Utsyn oppover Muradalen med Andersfjell sentralt i biletet. Legg merke til den 

fluviale vifta som kjem ut sidedalen. Gradienten tyder på påverknad av snøskred. .......22 

Figur 7 – Skuringstriper ved Treo. Dei indikerer ein isretning som har gått ut dalen. ..........24 

Figur 8 – Eksempel på talusskråningar i Muradalen..............................................................26 

Figur 9 – Guddal med sine særmerkte terrassar. Dei øvste representerer truleg marin grense 

i området.............................................................................................................................27 

Figur 10 – Raskjegler på sørsida av Hilldalsvatnet. Dei flottast utvikla avsetningane i 

Guddalen er alle dei ulike skredformene...........................................................................28 

Figur 11 – Bilete er teke frå enden av Hilldalsvatnet sørover der elva forsvinn under to store 

raskjegler............................................................................................................................28 

Figur 12 – Ei klassisk skredvifte ved Trollhaugane. Då her er mykje vegetasjonen på vifta 

tyder det på at denne ikkje er særleg aktiv i dag. .............................................................30 

Figur 13 – Den gamle og inaktive sanduren i Guddalsdalen. Til høgre for vegen ser ein spor 

etter eit gamalt elveløp. ......................................................................................................30 

Figur 14 – Eit av dei mest klassiske landskapselementa i Enesdalen. V-forma kanyon med 

mektige lausmasseavsetningar distalt...............................................................................32 

Figur 15 – Syner eit parti av elva som renn i botnen av Enesdalen. Det kalde vatnet frå 

breen gjer at det er eit lag av damp over elva. Bilete er teke nær fjellterskelen som gjer at 

elva har den karakteristiske forma....................................................................................33 

Figur 16 – Flyttblokk oppå ein av moreneryggane etter dalbreen nist i dalen. Denne blokka 

er truleg dumpa av da lbreen mot slutten av førre istid. ...................................................35 

Figur 17 – I venstre kant av bilete ligg ein rygg langsetter elva. Dette er ein skredvoll kasta 

opp av eit årleg snøskred som går på høgre side av dalen. Når skredet treff elva vert 

materialet i elva slynga opp med voldsam kraft. ...............................................................36 

Figur 18 – Endemorene i munninga av Furubergdalen. Ryggen er nesten 30 meter høg. .....37 

Figur 19 – Eit viktig formelement i dalbotnen. Ei rundsva med aktiv frostforvitring. ...........38 

side 4


Figur 20 – Furubergdalen sett nedover mot fjorden. Dei slake gradientane på høgresida av 

dalen skuldast aktive snøskredvifter. Dette er synleggjort av svært lite vegetasjon på 

viftene.................................................................................................................................38 

Figur 21 – Øvre del av Furubergdalen. Til høgre for vatnet ligg ei større vifte, danna av skred 

og vatn. ...............................................................................................................................40 

Figur 22 – Blåisen i Bondhusbreen. Fronten ligg 450 moh., i ”den vesle istid” låg fronten 350 

moh. (Foto Joachim Riis Simonsen) ..................................................................................41 

Figur 23 – Bondhusbreen i 1893. Bilete er teke av K. Knudsen (Billedsamlingen – 

Universitetsbiblioteket UiB). På grunnlag av dette biletet er det mogeleg å fastslå 

nøyaktig når ”den vesle istid” nådde sitt maksimum.......................................................42 

Figur 24 – Skredet som demmer opp Bondhusvatnet sett frå lufta. Nist mot fjorden ligg 

Sunndal (Foto Joachim Riis Simonsen).............................................................................43 

Figur 25 – Sanduren i nordenden av Sandvikevatnet (Foto Anbjørn Høivik)..........................46 

Figur 26 – Restar av svært forvitra dalskuldre på austsida av Sandvikedalen.......................47 

Figur 27 – Bilete er teke oppover Sandvikedalen med dalenden inn mot breen i bakgrunnen. 

............................................................................................................................................48 

Figur 28 – Randmorenen i enden av Sandvikevatnet. Morenen er samansett av mykje 

skredmateriale som breen har skubba framfor seg på sin veg over Sandvikvatnet.........50 

Figur 29 – Sandvikevatnet med sanduren i nordenden og randmorenen i andre enden (Foto 

Anbjørn Høivik)...................................................................................................................51 

Figur 30 – Raunsdalen innover mot passpunktet i Kvitnodalen der vatnskillet over mot 

vestsida av breen ligg. Morenelandskapet er tydeleg i forgrunnen...................................52 

Figur 31 – Flyfoto (Fjellanger Widerøe) som syner Raunsdalsvatnet og moreneryggane avsete 

frå Dettebrea.......................................................................................................................53 

Figur 32 – Bilete teke av K. Knudsen (Billedsamlingen – Universitetsbiblioteket, UiB) på 

slutten av 1800 talet. Syner korleis Buerbreen låg mot slutten av ”den vesle istid”. ......56 

Figur 33 – Slik såg sanduren i Buerdalen ut under ”den vesle istid” (Foto K. Knudsen, 

Billedsamlingen – Universitetsbiblioteket, UiB). I dag er sanduren framleis aktiv men 

grunna mindre vassføring er det mykje skog utover flata. Hovudlaupet går i høgre side 

av sanduren sett ovanifrå..................................................................................................57 

Vedlegg Nr 0 – Teiknforklaring kvartærgeologisk kart. 

Nr 1 – Kvartærgeologisk kart Muradalen 

Nr2 – Kvartærgeologisk kart Guddal/Hilldal 

Nr3 – Kvartærgeologisk kart Enesdalen 

Nr 4 – Kvartærgeologisk kart Furubergdalen 

Nr 5 – Kvartærgeologisk kart Bondhusdalen/Fynderdalen 

Nr 6 – Kvartærgeologisk kart Sandvikedalen 

Nr 7 – Kvartærgeologisk kart Raunsdalen 

Nr 8 – Kvartærgeologisk kart Buerdalen 

side 5

1.0 Berggrunnsgeologien på Folgefonnhalvøya 


Berggrunnen på Folgefonnhalvøya er i hovudsak delt inn i fire formasjonar. Desse er 

Rjukan-, Seljord-, Heddal-, og Bandakgruppa. Alle formasjonane tilhøyrer Telemark 

supergruppe (Askvik 1995). 

Mesteparten av geologien er frå den øvste formasjonen, Bandakgruppa. Bergartane er for det 

meste basaltiske og rhyolittiske vulkanske bergartar. Det er også innslag av sedimentære 

bergartar (1250-1150 mill. år gamle). Etter avsetjinga av Telemark supergruppe har området 

vorte utsett for to orogene fasar. Den fyrste vert kalla den Sveko-Norvegiske 

fjellkjededanninga (1250-900 mill. år gamle). I de n siste orogonesen, kalla den Kaledonske 

fjellkjededanninga (600-400 mill. år gamle), vart mykje av dei sedimentære bergartane 

utsette for metamorfose. På grunn av denne orogonesen er det mest vulkanske og metamorfe 

bergartar som er bevart. I tillegg har dei fleste folder og forkastingssoner opphav frå denne 

tida (Askvik 1995). 

Folgefonnhalvøya har grunna ulik metamorfose og intrusivar ei heil rekkje med bergartar. 

Av intrusivar kan nemnast granitt, monzodioritt, granodioritt, meta-gabbro, serpentinitt, 

kleberstein, aktinolittfels og talkskifer. Av suprakrystallbergartar finst det agakvasitt, meta- 

basalt, polymikt rhyolittdominerte konglomerat, meta-andesitt og meta-dactitt (Ingdahl et al. 

1990). 

1.1. Tidlegare arbeid i regionen 

Dei fyrste vitskaplege kjeldene om Folgefonna er S. A. Sexe si bok om ”Sneebreen Folgefond” 

som kom ut i 1864. Her er det illustrasjonar og kartskisser som viser dei mest kjende 

brefalla (Bondhusbreen, Buerbreen og Blåbreen) og dessutan ei topografisk skildring av 

breen og nokre målingar av temperatur i is, sprekkemønster og isrørsle. 

I 1905 kom J. Rekstad (1905) med ei topografisk skildring av nokre av utlauparane frå 

Folgefonna. Her vert det presentert bilete av Buerbreen, Bondhusbreen, Pyttabreen og 

Blomsterskardsbreen, alle tekne i 1904. Tidlegare (1869-1890) hadde fotografen Knut 

Knutsen vore i regionen og teke bilete av breen. Desse bileta har vore til stor hjelp ved 

rekonstruksjon av den siste store breframstøyten på Folgefonna (Tvede 1972; Bjelland 1998; 

Simonsen 1999). Utover på 1900-talet er det mange skildringar frå Folgefonna i Den Norske 

Turistforening sine årbøker og i lokale bygdebøker og turistforteljingar. 

Frå midten av 60 -talet har det vore gjort mykje arbeid på og kring Folgefonna. Grunnen er 

to store kraftutbyggingar som tek smeltevatn frå breen til produksjon av elektrisk kraft. I 

samband med dette vart det utført massebalansemålingar og andre målingar for å kartlegga 

kor mykje vatn det var mogeleg å ta ut av Folgefonna (Tvede 1972; Tvede & Liestøl 1977). I 

side 6

Figur 1 – 3D modell av Folgefonnhalvøya (Illustrasjon Kjell Helge Sjøstrøm). 


side 7


1975 starta Statkraft eit prosjekt der ein skulle henta ut smeltevatnet under Bondhusbreen 

gjennom eit subglasialt smeltevassuttak. Dette gjorde det mogeleg å utføre ei rekkje 

interessante glasiologiske målingar under isen (Hagen et al. 1993). 

Av dei geologiske undersøkingane som er gjennomførte i regionen, er det lite som er gjort på 

holosene brevariasjonar. Det meste av arbeidet er knytt til deglasiasjonen, yngre dryas og 

"den vesle istida". I 1944 skreiv Isak Undås (Undås 1944) ein artikkel om når 

Hardangerfjorden vart isfri. Dette har seinare vorte følgt opp av ei rekkje vitskapsfolk. 

Når det gjeld Hardangerfjorden og geomorfologien kring den, er det og gjort mykje arbeid. 

Follestad (1972) freista å laga ein deglasiasjonshistorie for Hardanger ved hjelp av 

geomorfologiske undersøkingar. Vidare har det vore granska ein god del på isutbreiinga i 

ytre delar av fjorden (Aarseth & Mangerud 1974; Aarseth et al.1997). Holtedahl (1975) kartla 

Hardangerfjorden sin geologi og fjordbassenget submarint ved hjelp av borkjernar. Hamborg 

og Mangerud (1981) kartla isrørsler langs Hardangerfjorden ved registrering av 

isskuringsstriper. 

Hamborg (1983) konstruerte eit strandlinjediagram for Hardangerfjorden basert på data frå 

Bømlo, Stamnes, Bu og Eidfjord. Vidare arbeidde han særleg med deglasiasjon mellom 

Samnangerfjorden og Norheimsund. 

Østrem & Olsen (1987) gjorde proglasiale undersøkingar i Bondhusvatnet. Ved hjelp av 

desse freista dei å rekna ut erosjonen under Bondhusbreen. 

I dei seinare åra har det vorte gjort ein del arbeid i samband med kartlegginga av 

havnivåhistoria langs Hardangerfjorden (Helle et al. 1997, Mangerud 2000). 

I samband med HOLSCATRANS-prosjektet har det vore tre hovudfagsarbeid i regionen, eit i 

Buerdalen(Bjelland 1998), eit ved Nordre Folgefonna (Bakke 1999) og det siste i 

Bondhusdalen (Simonsen 1999). 

side 8

2.0 Geomorfologi og kvartærgeologi i Hordaland 

2.1 Kvartærgeologi 


Tolking og undersøking av lausmassar avsett av is gjennom kvartærtida vert kalla 

kvartærgeoglogi. Ved å undersøkja avsetningar etter isbreane har det vore mogleg å seia 

noko om landskapsutforminga dei siste 2,6 mill år. Den seinare tid har det også vorte 

mogleg å rekonstruere klimaet attende i tid på bakgrunn av kvartærgeologiske avsetningar. 

Det er usikkert korleis utforminga av landet var tidlegare, men det er anteke at fjellviddene 

vart utforna i tidleg tertiær. Ei urtidsfjellkjede hadde gjennom nesten 400 mill vorte nedtært 

til eit lågland med store sletter, breie dalar og låge fjell. Stovegolvet på Stord, Vidden ved 

Bergen, Hardangervidda m.m. er døme på restar av eit slikt landskap. 

2.2 Utvikling av storformene 

Den skeive landhevinga i tertiær gjorde at oppbulinga vart størst i vest, noko som gav ei 

bratt skråning mot vest og ei slakare skråning mot aust. Elvane fekk ny gravande kraft og 

markerte dalar vart utforma før istidene sette inn. Det er noko usikkert kor stor del av 

utforminga av landet som vart gjort før istidene og kor mykje isbreane har erodert. Enkelte 

stader er det mogleg å finne rester etter dei gamle dalsystema, t.d. ved Måbødalen og ved 

Tokagjelet. Isbreen følgde først dei gamle dalane, omforma og grov desse djupare. Seinare 

då isen vart tjukkare, var rørslene ikkje lenger bunden av topografien, med unnatak av ei 

viss avbøying mot Sognefjorden og Hardangerfjorden. Breen eroderte mest i svake soner 

d.v.s i dei gamle sprekkene i jordskorpa og i svake bergartar. Sørfjorden ved Odda er grave 

ut etter eit nord-sørgåande sprekkesystem, og Hardangerfjorden etter eit nordaust- 

sørvestgåande sprekkesystem (Holtedahl 1975, Lidmar-Bergström et al. 2000). Etter istidene 

har enkelte elvar grave markerte V-forma dalar ned i ein elles breerodert dal. Kor godt 

utvikla slike dalar eller gjel er, avheng av faktorar som vassføring, bergart og oppsprekking 

av denne. 

2.3 Siste istid og deglasiasjonen i Hardanger 

Tidlegare arbeid i regionen har konkludert med at Hardangerfjorden og Hardanger har vore 

dekka av is under weichsel maksimum (20-18 ka kal. år BP) (Undås 1944; Liestøl 1962; 

Anundsen & Simonsen 1967, Rye 1970). Storgeomorfologi i området har klare glasiale 

komponentar då Hardangerfjorden er overfordjupa med største djupne på 940 m 

(Samlafjorden). Fjorden har fleire tersklar og trau som eit resultat av isstraumar med 

konfluens og diffluens (Holtedahl 1975; Hamborg & Mangerud 1981). Det et difor all grunn 

til å tru at regionen har hatt eit ekstensivt isdekke på eit tidlegare stadium (Holtedahl 1975). 

Holtedahl (1975) fann ved studium av isskuring at dei eldste isretningane er rett vestover. 

Gjennom eldre dryas og eldste dryas vart truleg isretningane styrt av topografien. I eldre 

side 9


dryas var ytre delar av Bjørnafjorden isfri grunna kalving. Dateringar frå sørsida av fjorden 

synte at deglasiasjonen gjekk svært raskt etter yngre dryas. I Klosterfjorden fann ein ved 

hjelp av seismikk omlag 240 m med sediment på botnen av fjorden (Holtedahl op. cit.). 

Ut frå kunnskapen ein har om kvartærtida frå iskjernar og marine kjernar, har det truleg 

vore førti istider på storleik med weichsel (Porter 1986). Ved studium av erosjonsratar frå 

moderne glasiale miljø har ein funne at tidsrammene i kvartærtida (siste 2,6 mill. år) er 

truverdige i høve til erosjon av fjordsystema våre (Hallet et al. 1996). All den tid det er 

fordjuping som går under erosjonsbasis er det ikkje noko alternativ til danning forutan 

glasiale prosessar. 

Figur 2 - Oppsummering av gjeldande yngre dryas modell for heile Sør-Noreg (tjukk strek er Yngre Dryas 

marginen) (etter Anundsen 1985). 

side 10


Eit tema som har vorte diskutert er kva tid og korleis deglasiasjonsforlaupet i Hardanger har 

vore (Holtedahl 1967, 1975; Mangerud 1970, 2000; Rye 1970; Follestad 1972; Mangerud og 

Skreden 1972; Aarseth & Mangerud 1974; Holtedahl 1975; Andersen 1980; Sindre 1980; 

Hamborg & Mangerud 1981; Aarseth et al. 1997; Helle et al 1997, 2000). Dei eldste 

dateringane av organisk materiale tyder på at innlandsisen for fyrste gong nådde kysten av 

Hordaland i eldste dryas. Dette er funne ut på bakgrunn av dateringar i ei myr ved Blomøy 

på 12700±350 14C år BP (BP = før notid). Frå myra har ein prov for at isfronten låg ved same 

stad i eldre dryas (12200±350 14C år BP) (Mangerud 1970). Ved Os er det funne fossil som er 

overkøyrde av is og den eldste dateringa av desse synte ein alder på 11700±230 14C år BP. I 

allerød trakk isen seg truleg attende 50 til 80 km frå kysten. Dette er prova gjennom ei 

datering ved Eikanger på Lindås (12470±150 14C år BP). Mangerud (op. cit.) fann, på 

bakgrunn av pollendata, at temperaturen i allerød var 2-2,5 °C lågare enn i dag. Med 

bakgrunn i dette temperaturestimatet, konkluderte Mangerud (op. cit.) med at eldre dryas 

isen på Vestlandet låg lenger framme enn yngre dryas isen. I Sunnhordland er 

frontposisjonen til innlandsisen bestemt ved dateringar frå Valen (11470±180 14C år BP), 

Ølve (11230±180 14C år BP) og Onarheim (9940±180 14C år BP) (Hamborg 1983). Mangerud 

(op. cit.) fann indikasjonar på at isen hadde trekt seg heilt attende til Trengereid i perioden. 

Figur 3 - Tid-distanse-diagram for Hardangerfjorden etter gjeldande ismodell. Historia er bygd på dateringar frå 

området kring Hardanger, Bergen og Voss. I høve til denne modellen er Halsnøy og Herdla ved Askøy avsett av 

yngre dryas isen (Mangerud 2000). 

Hamborg og Mangerud (1981) rekonstruerte isrørsler frå den siste istida og gjennom 

deglasiasjonen i regionen. Dei fann ut at Hardangerfjorden, sjølv under weichsel maksimum, 

side 11


hadde stor innverknad på isrørsla. Ut frå skuringsdata fann dei dessutan at omlag all isen 

var smelta vekk under Allerød. Ved eit teoretisk utrekna isprofil på bakgrunna av 

isskuringstriper og endemorenar, rekonstruerte dei yngre dryas isdekket i fjorden. 

Avsmeltinga etter yngre dryas synte seg å vera styrt av lokal topografi (Hamborg & 

Mangerud op. cit.). I yngre dryas rekna ein med at isen har danna ein kontinuerleg overflate 

med fronten liggjande ved Herdla, Os og Halsnøy (Aarseth & Mangerud 1974). Aarseth & 

Mangerud (op. cit.) og Aarseth et al. (1997) kartla yngre dryas isutbreiing langs kysten av 

Sørvest-Noreg ved hjelp av ekkolodd og seismikk. I tillegg registrerte dei iskuringsstriper 

som synte retninga på isen langs marginen. Morenen er datert både proksimalt og distalt. 

Ved Herdla er morenen submarin, men er skilt ut ved at proksimalsida har konsolidert 

materiale etter kompresjon av bredekket, medan distalsida har ukonsolidert materiale. I 

Hardangerfjorden konkluderte dei med at isen hadde lege ved Halsnøy/Huglo i tidsrommet. 

Hamborg & Mangerud (1981) viste til ein morene ved Løfallstrand, som dei trur er 

sidemorene frå yngre dryas. 

Den viktigaste rekonstruksjonen av yngre dryas isen i Hardangerfjorden er gjort av Follestad 

(1972). Ved å nytta Halsnøymorenen som frontposisjon for isdekket i yngre dryas, 

rekonstruerte han profilet innover fjorden (figur 4). Dette vart gjort på bakgrunn av 

sidemorenar og høgaste dekke av botnmorene. Vidare kartla han blokkhav i området. 

Sentrale lokalitetar er sidemorenen ved Gygrastol og Løfallstrand. Follestad (op. cit.) fann at 

yngre dryas isen hadde jamn stigning frå Halsnøy til Gygrastol, der sidemorenen ligg omlag 

900 moh. Såleis meinte han å prova at isen under yngre dryas hadde fylt heile fjorden og 

avsett Halsnøy /Huglo morenen. I tillegg til yngre dryas rekonstruksjonen kartla han eit 

preborealt breframstøyt som han kalla "Blådalen-substage". 

Eit problem er å fastsetja det nøyaktige tidspunktet for den siste store breframstøyten i 

yngre dryas (Aarseth & Mangerud 1974). Truleg fann denne stad mellom 10500 14C år BP og 

10000 14C år BP. Sindre (1980) fann prov for ein breframstøyt ved Jektevik på Stord rett etter 

11000 kal. år BP. Dette gjev ein minimumsalder for deglasiasjonen av Langen på utsida av 

morenen på Tysnes (Genes 1978). På bakgrunn av at isen var 50 til 80 km attende under 

allerød, er det ein viktig forutsetning for isen i Hardangerfjorden, at den har fått tilførsel av 

is frå fjellplatå nær kysten. Desse må ha produsert mykje is som har vorte tilført fjorden 

gjennom sidedalar (Andersen et al. 1995). 

Etter yngre dryas var tilbakesmeltinga i Hardangerfjorden svært rask. Ei 14C datering ved Bu 

(ytst i Hardangerfjorden), 12 km frå utlaupet av fjorden, gav ein alder på 9720±330 14C år 

BP. Dette er rekna for å vera tidspunktet for når fjorden blei isfri ytst ute (Follestad 1972, 

Holtedahl 1975). I Eidfjord er ein einerkvist datert til 9680±90 14C år BP. Gjennom denne er 

tidspunktet for isfrie forhold i Eidfjord gitt (Rye 1970). Denne dateringa er også 

minimumsalderen for danninga av deltaet i Eidfjord. 

side 12

2.3.2. Oppsummering av alternativ modell for isutbreiing i Hardanger 


I 1940 fann botanikaren Fægri (1940) gjennom pollenanalyse prov for ein seinweichsel 

transgresjon langs kysten av Vest Noreg. Dette er seinare stadfesta gjennom studium av 

isolasjonsbasseng på Sotra og Bømlo (Anundsen 1977; 1978; Anundsen & Fjeldskaar 1983; 

Kaland 1984; Krzywinski & Stabell 1984). Det var lenge drøfta når denne transgresjonen 

hadde funne stad. Anundsen (1985) konkluderte med at det hadde vore ei signifikant heving 

av havnivå som kuliminerte i slutten av yngre dryas. Han fann prov for at transgresjonen 

var mellom 12 og 15 m. Gjennom studiar av kjernar frå isolasjonsbasseng langs 

Hardangerfjorden, er det funne indikasjonar på at transgresjonen kjend frå kysten også har 

funne stad innover fjorden (Helle et al. 1997, 2000), mellom anna ved Bu (mellom Kinsarvik 

og Eidfjord). Implikasjonane for desse funna er at Hardangerfjorden kan ha vore tidlegare 

isfri eller hatt ein isfri korridor gjennom yngre dryas (Helle et al. op. cit.). 

Figur 4 - Lengeprofil av Hardangerfjorden etter Follestad (1972). Profilet er trekt inn i området som omfatta dette 

studiet. Lokalitetane med lokalglasiasjon kjem direkte i konflikt med modellen til Follestad. Det er vanskeleg å 

skjøna at Hardangerfjorden var fylt med is samstundes som botnbreane i Jondal eksisterte (Bakke 1999). 

Kaldhol (1941) og Undås (1944) korrelerte eit morenesystem som kjem ned frå 

Hardangervidda til Eidfjord med Ra-morenen på Austlandet. Korrelasjonen vart gjort utan 

støtte i 14C dateringar. Gjennom heile etterkrigstida har teoriane deira vorte avviste av 

forskarar som meinar at Halsnøy/Huglo trinnet korrelerer med Ra-morenen (Anundsen & 

Simonsen 1967; Aarseth & Mangerud 1974; Holtedahl 1975; Andersen 1980; Hamborg & 

Mangerud 1981; Aarseth et al. 1997). I lys av data frå Helle et al. (1997, 2000) kan 

korrelasjonen frå Undås (1944) likevel sjå ut til å stemma. 

side 13


Eit anna forhold som tyder på at det har vore mindre is i Hardanger under yngre dryas, er 

funn av norsk malurt (Artemisia norvegica) i Jondal (Moe et al. 1994). Populasjonen tel 

omlag 1000 individ og veks i høgdeintervallet 900 til 1030 moh. Funnet av malurten er det 

andre funnet i Vest Noreg. Det fyrste vart gjort på Hjelmeland i Rogaland i 1954 (Ryvarden & 

Kaland 1968). Truleg er det ein populasjon som har overlevd frå allerød (14000 til 13000 

kal. år BP). For at arten skal ha overlevd yngre dryas må funnstaden ha vore ein lokal 

”nunatakk” (Moe et al. 1994). Dette er stadfesta av funnet i Ryfylke, då denne lokaliteten så 

langt som den er kjend i dag ikkje var dekka av is under yngre dryas (Ryvarden & Kaland 

1968). Populasjonen av norsk malurt funnen i Jondal er truleg restar etter ein tidleg 

pionérvegetasjon som innvandra over Nordsjøkontinentet medan det var isfritt rett etter at 

innlandsisen trekte seg attende (Sejrup et al. 1987). Moe et al. (1994) foreslår at fjellryggen 

ved Vasslifjellet var isfri som ein følgje av at Hardangerfjorden tok av mykje av dreneringa for 

innlandsisen under yngre dryas (Follestad 1972). Funnet av malurt i Jondal er ein 

indikasjon på at området har vore isfritt gjennom yngre dryas, men det er ikkje eit absolutt 

prov. Mellom anna i Birks et al. (1993) vert det hevda at refugieplantar er mogeleg å forklara 

utan at eit område treng å ha vore isfritt. Dette gjeld både nunatakkar som stakk opp under 

siste istid og gjennom yngre dryas. 

I Vetlavatnet (Jondal) er det indikasjonar på at isen trakk seg attende seinast 11960 (12155- 

11680) kal. år BP (10200±80 14C år BP). Dette er på det same tidspunktet som Hamborg & 

Mangerud (1981) hevdar at morenen ved Halsnøy og Huglo er avsett. Lokalitetane Stormyr 

(Krossdalen) og Drebrekke (Krossdalen) er ikkje daterte med absolutte metodar. Schmidt- 

hammardata frå Drebrekke indikerar ein alder kring yngre dryas. Premissane for at dei to 

breane kan ha eksistert er ei senking av likevektslinja på 800 til 1150 m. Dette er berre 

mogeleg ved ein kraftig nedgang i temperatur og auka akkumulasjon av snø. Dahl & Nesje. 

(1996) konkluderte med at den største likevektslinjesenkinga ein har hatt i holosen er 

”Erdalen event” som på Hardangerjøkulen hadde ei likevektslinje 205 m lågare enn dagens 

(= 1995). Den paleoklimatiske rekonstruksjonen ved Stormyr og Drebrekke syner at 

likevektslinjesenkinga under ”Erdalen event” ikkje var stor nok til å få bredanning på desse 

lokalitetane (sjå figur 4) (Bakke 1999, Bakke et al. in prep.). 

Langs kysten av Vest Noreg er yngre dryas den siste perioden med markert nedkjøling mot 

slutten av siste glasial. Temperaturen i sommarmånadene er rekna til å ha vore 5 til 7 °C 

kaldare enn i dag (Birks et al. 1993). På grunn av dette er minimumsalderen for 

avsetningane gitt til å vera yngre dryas. Frå Sunnmøre og kysten av Nordfjord er det 

tidlegare påvist lokalglasiasjon i same tidsrom (Reite 1968; Larsen et al. 1984). Dahl et al. 

(1997) argumenterte for at lågtliggjande botnbrear på indre Austlandet sist kunne ha 

eksistert under yngre dryas. Data vart nytta som eit prov for at isdekket under yngre dryas, 

var mindre enn det ein tidlegare trudde. 

side 14

3.0 Skildring av jordartane 

Definisjonane nytta i arbeidet med det kvartærgeologiske kartet er henta frå eit 


kvartærgeologisk kart gitt ut av NGU (Aa & Sønstegaard 1987) i tillegg har definisjonane 

vorte supplert ved hjelp av rapporten frå Hunnes og Anundsen (1985). Nokre av 

definisjonane er nytta direkte, medan andre er tilpassa dette studiet. Kornstorleik er berre 

sporadisk teke med. 

3.1 Morenejord 

Morenejord er materiale som er avsett direkte frå breen. Grovt sett vert det delt i botnmorene 

og avsmeltingsmorene (ablasjonsmorene). Typisk kornfordeling i morenejord er alt frå 

leir/silt til grov grus. Desse eigenskapane gjer at morenejord har svært låg permeabilitet og 

porøsitet. Morenejord har difor vorte nytta til tetting av demningar til dømes i Mauranger. 

Botnmorene er materiale som er avsett direkte frå bresålen. Materialet inneheld alle 

fraksjonar frå leir til store blokker, kornfordelinga og forma på partiklane avheng av faktorar 

som transportlengd, kva materiale breen har grave i og tilgang på vatn. Materialet er 

hardpakka, har låg porøsitet og permeabilitet og få indre strukturar. Som oftast ligg 

botmorena som eit jamt teppe over fjellgrunnen, men den kan ha former som langstrakte 

ryggar (drumliner), støyt- og lesidemorenar eller "fluted surface”. Den sistnemnde forma er 

rette, breie renner som isen har grave ut. Både drumliner og ”fluted surface” viser kva 

retning isen har gått. 

Avsmeltingsmorene (ablasjonsmorene) er materiale som er transportert inni eller oppå 

isoverflata. Materialet vert avsett når isen smeltar bort og er difor påverka av smeltevatn og 

vil ligge over ei eventuell botnmorene. Materiale er laust pakka, partiklane er skarpkanta, 

finmaterialet (silt og leir) er delvis vaska bort og det er ofte parti med sortert materiale. 

Dersom breen er i ro under avsmeltinga vil avsmeltingsmorene kunne verte avsett i store 

mengder, og dannar då eit haugete landskap. Avsmeltingsmorene finnest ofte saman med 

andre daudisformer. 

3.1.1 Morenemateriale, samanhengande dekke, stadvis med stor tjukkleik 

Er brukt for moreneområde med få eller ingen blotningar. Småformene i berggrunnen kjem 

ikkje tydeleg fram på grunn av morenetjukkleiken, som til vanleg er frå ein halv til nokre få 

meter. I område med ablasjonsmorene står bokstaven A. 

3.1.2 Morenemateriale, usamanhengande dekke 

Er brukt i område der det er tynt dekke av morenejord. Tildømes i område med høg tettleik 

av flyttblokker. Dekke er ikkje så tjukt at det utjamnar topografien. 

side 15

3.1.3 Randmorenerygg 


Randmorenerygg vert nytta om ryggforma israndavsetningar (endemorenar og sidemorenar) 

danna ved breframstøyt og kortvarige stopp i avsmeltinga. Avsetninga inneheld vesentleg 

morenemateriale. I området er det randmorenar både etter innlandsisen og etter lokale 

isdekke. 

3.1.4 Moreneryggar etter botnbre 

Det er naudsynt å skilje moreneryggar frå innlandsisen/platåbrear frå moreneryggar avsett 

frå mindre botnbrear. Desse ryggformene er ofte mindre enn dei avsett frå store isdekke. 

Utbreiinga av moreneryggar frå botnbrear kan gje viktig paleoklimatisk informasjon og er 

difor svært viktig å ta vare på. 

3.2 Breelvavsetningar (glasifluviale avsetningar) 

Breelvavsetningar er lausmassar avsette av strøymande smeltevatn frå isbrear. Kjenneteikn 

er at materialet er lagdelt og sortert etter kornstorleikar. Sand og grus er ofte dei 

dominerande kornstorleikane. Stein- og gruskorn er som regel runda. Kornfordelinga kan 

variere noko avhengig av kjeldemateriale, transportlengd og straumenergi i elva. Materialet 

har høg porøsitet og permeabilitet. Store brukarinteresser er knytte til desse avsetningane 

då dei er svært tenlege til mange føremål. På Folgefonnhalvøya er breelvavsetningar for det 

meste danna under isavsmeltinga etter Yngre Dryas, men nokre avsetningar er eldre. 

Breelvemateriale som renn ut i stille vatn - havet eller innsjøar - vert karakteristiske 

deltaavsetningar bygd opp av det grovaste materialet. Topplaget representerer tidlegare 

havnivå. Over marin grense er breelveavsetningar representerte av kameterrassar. eskere og 

slukåsar. 

I den kvartærgeologiske kartlegginga vert breelveavsetningar og bresjøsediment gitt same 

farge. Dette er ikkje aktuelt for det kartlagde området då det enno ikkje er funne 

bresjøsediment kring Folgefonnhalvøya. 

3.2 Elveavsetningar (fluviale avsetningar) 

Elveavsetningar er danna etter istida ved at rennande vatn har erodert, transportert og 

avsett materiale. Desse avsetningane har mange felles trekk med breelveavsetningane, men 

materialet er som regel betre sortert og korna meir runda. Dei fluviale avsetningane på 

Vestlandet er dessutan mykje mindre i volum enn dei glasifluviale avsetningane. 

3.3 Marint materiale 

Er materiale avsett meda havnivået var høgare enn i dag. Det grove materialet i breelvene 

vart avsett like ved elvemunninga, medan silt og leir vart avsett lenger ute som eit teppe av 

fine sediment. Glasimarine og marine avsetningar som er heva over havnivå har gjerne 

side 16


ravinar eller rasgroper. Utvasking av saltet i porevatnet gjer at desse avsetningane kan 

innehalde parti med kvikkleire. 

3.4 Forvitringsmateriale 

Forvitringsprosessane kan delast i to – kjemisk og fysisk forvitring. Ved kjemisk forvitring er 

det kjemiske komponentar som er oppløyst i vatn (t.d. humusyre) som angrip minerala, 

løyser dei opp eller omformar dei. Faktorar som klima, tid og mineralsamansetnad samt ei 

rekkje andre faktorar vil verke inn. Typisk for forvitringsjord danna ved kjemisk 

forvitring er at den vert meir grovkorna og går til slutt over i fast fjell når ein ser på 

opphavsfjellet i eit snitt frå overflata og nedover. 

Den viktigaste typen fysisk forvitring på Folgefonnhalvøya er truleg frostsprenging (vatn 

utvidar seg når det frys til is). Frostsprenging er særleg aktiv ved temperatursvingingar kring 

frysepunktet og rikeleg tilgang på vatn. Frostsprenging er ein viktig prosess for å danne 

urer, skredavsetningar og blokkhav i høgfjellet. Ein debatt med store konsekvensar for 

danninga av landskapet i Noreg er korleis og når blokkhav på toppane vart danna. Dette vert 

ikkje diskutert vidar her. Toppområda kring breen er likevel kartlagt etter definisjonane 

under. 

3.4.1 Forvitringsmateriale, samanhengande dekke (også talus, fjellskred, snøskred, 

grovemassestaumar) 

Denne kategorien er brukt om materiale i bratte dal- eller fjellsider og inneheld ei blanding 

av nedrast forvitringsmateriale og morenemateriale. Tjukkleiken er ofte liten, men aukar 

gjerne nedetter skråninga. Talus er namnet på materiale som har rast ned t.d. ei fjellside på 

grunn av tyngdekrafta. I tillegg vil snøskred og vatn (særleg under flaum) transportere 

materiale ned langs fjellsida. Avsetninga vert ei blanding av blokker og morenemateriale, 

som vert avsett i knekkpunktet mellom fjellsida og dalbotnen. Kring Folgefonna finnest det 

mykje av denne typen avsetning. I dette arbeidet har me observert flaumskred, grove 

massestraumar, fjellskred, jordskred, talusvifter og snøskred. 

3.4.2 Forvitringsmateriale, usamanhengande dekke 

Finnast ein i område der lausmassar eller fjell er nedrast. Kjeldemateriale kan vera morene, 

blokkhav, fjellskred m.m. Klassen dekkjer område som ikkje har eit fullstendig dekke men 

der forvitringsjorda likevel er dominerande. 

3.4.3 Blokkhav, stadeigent (autoktont) dekke 

Materiale som er in situ forvitra. Ein finn det i arktiske og alpine miljø. Materialet er ofte 

kanta blokker sterkt forvitra i ein matiks av sand, silt og leir. Danninga er omstridt, nokon 

meiner det har eit preglasialt opphav medan andre meiner det har vorte danna av 

frostprosessar gjennom Kvartærtida. 

side 17

3.4.4 Blokkhav ikkje stadeigent (alloktont) dekke 


Reaktivert forvitringsmateriale med mogeleg glasialt eller forvitrings opphav. Stammer frå 

autoktont blokkhav. Skilnaden er at materialet er flytta på av gravitasjonsgenerert rørsle 

eller frostprosessar. 

3.5 Torv og myr (organisk materiale) 

Torv og myr er brukt om førekomstar av torv, dy og gytje på meir enn ca. 0,3 m. Ofte danna i 

overfordjupingar eller i område som er demd opp av morene. Kan også vekse i overflata i 

fuktige område som ei topogenmyr. 

Figur 5 – Moreneryggen på Gygrastol. Randmorenen er spor etter eit stort isdekke som har gått ut 

Hardangerfjorden 

side 18

4.0 Skildring av dei ulike landformene 


Her vert nokon av dei mest vanlege landformene omtala på generell basis. Dette for å gje 

lesaren ein introduksjon til prosessane og formane som verkar i dei kartlagde dalane. 

4.1 Randmorenar 

Randmorenar er opphoping av morenemateriale ved brefronten eller langs sidene av breen. 

Dersom to brearmar går saman vil to sidemorenar danne ei midtmorene. Moreneryggar vert 

avsett ved at isfronten ligg fast på ein plass over lengre tid. Flytelinjene i breen er slik at dei 

vil transportere materiale fram til brefronten. Rørsla kan skje ved interndeformasjon i isen 

eller ved gliding mot underlaget. Ved breframrykk vil breen skubbe opp store mengde r 

materiale framfor seg. Randmorenar er særs viktige avsetningar i vitskapleg samanheng då 

ein på bakgrunn av desse kan seia noko om tidlegare brestorleik. Vern av desse 

avsetningane er difor særleg viktig. I den seinare tid har det dessutan kome fram at e in kan 

nytte brestorleik til paleoklimatiske rekonstruksjonar. Såleis ber desse avsetningane med 

seg verdifull informasjon om tidlegare tiders klima, noko som er viktig for å freista forstå 

framtidas klima. 

4.2 Breelvdelta 

Breelvar som rann ut i fjordane har bygd opp delta til havnivå. Dersom brefronten låg like 

bak vil ein i dag finna merke etter dette i form av bratte iskontaktsider. Nokre stader kring 

Folgefonna er det dessutan spor av endemorenar oppå delta, noko som tyder på at breen har 

gått over avsetningane på eit seinare tidspunkt. Den mest vanlege delta typen i dalane kring 

Folgefonna er ”Gilbert type delta”. Desse har karakterstika som botnlag, skrålag og topplag. 

Delta vert bygd opp på denne måten på grunn av at breelvene har høgare tettleik enn 

fjorden då dei for det fyrste er svært kalde og for det andre har stor transport av materiale. 

Der breelvdeltaet er bygd opp over marin grense (MG) kan ein få danna sandurdelta. 

Sandurdeltaet skil seg frå breelvdeltaet ved å ha ulik indre struktur, anna geometri og den 

kan byggja seg ut over eit breelvdelta over tid. Sanduravsetningar kan ein få over havnivå 

når breelver spylar ut store mengder materiale framfor brefronten, gjerne utover elvesletter. 

Kring Folgefonnhalvøya finn ein mange mindre sandurdelta, men det er ingen særskild store 

og godt utvikla. 

4.3 Plastiske former 

Plastiske former (P-former) er ei noko udefinert gruppe som omfattar erosjonsformer i fast 

fjell som jettegryter, kanalar og modulert fjelloverflate (”slickelmerke”). Jettegryter er mest 

kjent og lettast å leggja merke til. Kring Folgefonna er det mest av det ein kallar P-former. 

Desse tonar fram som dei underlegaste former for kanalar og groper utforma i fast fjell. Dei 

er særleg godt utvikla mellom anna ved Hereiane nord for Jondal. 

side 19

5.0 Metodar 

5.1 Kvartærgeologisk kartlegging 


Data er samla inn gjennom flyfototolking (NLF 81 01 14-8 målestokk 1:40 000, WF 1340 

målestokk 1.16 000), kartanalyse (M711: 1315IV Jondal, 1315 III Odda, 1215 II Varaldsøy, 

1214 I Kvinnherad, 1315 I Ullensvang), kvartærgeologisk kart over Hordaland (NGU) og ved 

feltobservasjonar. Kartpresentasjonen når det gjeld fargar, jordartsinndeling og symbol er 

gjort etter mønster av NGU (Aa & Sønstegaard 1987). Standarden er ikkje følgt på alle 

punkt, men dei fleste symbola er NGU standard. Fargane er CMYK kodar frå NGU. 

Felthjelpemiddel har vore kompass, klinometer, Avocet - høgdemålar, Tommen - høgdemålar 

Magellan 2000 GPS samt Garmin 12xls GPS. Vedlegg 0 inneheld teiknforklaring til karta. 

5.2 Verdivurdering 

Systemet for verdivurdering er basert på ein matematisk omrekning av dei ulike 

landformene. Vurdering av verneverdi av kvartærgeologi vil alltid vera subjektiv. Ved å gjere 

tilstrekkeleg mange slike subjektive vurderingar kan ein kvantifisere vurderingane og såleis 

truleg kome noko nærare sanninga. Vurderingssystemet nytta i denne rapporten er laga av 

Jan Roar Sulebak som er fyrsteamanuensis ved Institutt for geografi, Universitetet i Bergen. 

Tilnærminga gjer at ein kan samanlikne verneverdiane mellom ulike dalføre. Gjennom 

vanleg kvartærgeologisk kartlegging vert dei ulike landformene i eit område registrert. Det 

vert nytta tre ulike klassar ettersom landformene er A) spesielt fint utvikla B)tydeleg eller C) 

utydeleg, svakt utvikla. Omrekninga skjer ved at ein gonger opp dei ulike klassane. Alle 

verdiane med bokstaven A vert multiplisert med 6, B med 4 og C med 2. På denne måten får 

ein ut eit absolutt tal som oppsummerar alle observasjonane i området. I tillegg vert formene 

klassifisert i om dei er fossile eller a ktive. Dette for å kunne seia noko om naturprosessane i 

dalen. 

I tillegg til desse 3 klassane har vi funne det naudsynt å opprette ein egen ”superklasse” 

basert på verneverdi i høve til forsking og undervisning. I denne klassen kan både 

enkeltlokalitetar og/eller ein kombinasjon av enkeltlokalitetar innanfor eit avgrensa område 

inngå, og vi har valt å dele klassen i 3 kategoriar: 

1. Internasjonal verneverdi. Lokalitet eller gruppering av slike innanfor eit avgrensa 

område som er av internasjonal interesse i høve til forsking og undervisning. Eksempel 

på ein slik lokalitet i Hordaland er avsetningane frå førre mellomistid funne på Fjøsanger 

i Bergen. Denne bør få ein talkarakter på 30 tilsvarande absolutt internasjonalt 

verneverdig. 

2. Nasjonal verneverdi. Lokalitet eller gruppering av slike innanfor eit avgrensa område som 

er av nasjonal interesse i høve tilforsking og undervisning. Eksempel på ein slik lokalitet 

side 20

i Hordaland er Hereidterrassen i Eidfjord. Denne bør gis ein talkarakter på 20 

tilsvarande absolutt nasjonalt verneverdig. 


3. Regional verneverdi. Lokalitet eller gruppering av slike innanfor eit avgrensa område som 

er av regional interesse i høve til forsking og undervisning. Eksemplar på slike lokalitetar 

i Hordaland er områda knytt til breframstøyt under ”den vesle istid” i Bondhusdalen, 

Buerdalen, Raunsdalen og Sandvikedalen. Kvar slik lokalitet eller avgrensa område bør 

få ein talkarakter på 10 tilsvarande absolutt regionalt verneverdig. 

Ut frå kartlegginga kan ein også seia noko om mangfaldet i kvar dal. Ved å summere kor 

mange landformer ein har på skjemaet kan ein enkelt fastslå dette. Eit problem med 

metoden er at den ikkje fangar opp kor mange former det finnest av kvar type i 

kartleggingsområdet. Eit anna problem er om formtypane som skjemaet inneheld er 

representative. Det er difor viktig at ein registrerer alle former nøye og at ein nyttar den 

finast utvikla forma som grunnlag for utrekninga av verneverdi. For Sandvikedalen vart det 

freista gjort ein registrering av kor mange landformer det vart funne av kvar type. Det er på 

bakgrunn av eit slikt datagrunnlag mogeleg å gjere ytterlegare kvantifiseringar. 

Då dei kartlagde dalane har svært ulik lengde og dermed også totalt areal vart det freista 

gjort ein kvantifisering av tettleiken på verneverdige former. Dette vart enkelt gjort ved å dele 

lengda på dalen (kilometer) på den totale poengsumma. På denne måten kan ein få ein 

alternativ oppfatting av verneverdi i ein dal. 

side 21

6.0 Muradalen 


Muradalen er særmerkt med høge alpine fjell kring som skapar ei eineståande stemning og 

gjev ei kjensle av nærleik til naturen og naturprosessane. I tillegg er den svært lett 

tilgjengeleg og mykje nytta som turområde for lokalbefolkninga. I høve til dei 

kvartærgeologiske lokalitetane er dalen svært verdifull all den tid tilgangen er svært lett. 

Som ekskursjonsområde peikar dalen seg ut som svært godt eigna (sjå vedlegg 1) 

Figur 6 – Utsyn oppover Muradalen med Andersfjell sentralt i biletet. Legg merke til den fluviale vifta som kjem ut 

sidedalen. Gradienten tyder på påverknad av snøskred. 

6.1 Skildring av dalens hovudelement 

I frå fjorden oppover mot Muradalen er det i hovudsak regenererte fluviale avsetningar som 

dominerer. Desse er å finna i ulike høgdenivå med terrassekantar ettersom havnivået har 

senka seg etter istida. Rett oppom Baroniet er det truleg spor etter opphavlege terrasseflater 

avsett medan havnivået var på sitt høgaste (MG). Her er avsetningane svært store og ber 

truleg spor etter iskontakt inn mot Muradalen. 

Dei mest dominerande landformene i dalen er alle dei velutvikla talusformene. Spesielt på 

sørsida av dalen mot Malmangernuten er desse formene særleg godt utvikla. Vifteformene 

side 22


kan i ein del tilfeller setjast i samanheng med gjel, skar i fjellsida og fungerer som 

skredbane for mindre flaumskred og grove massestraumar. Såleis er skredformene svært 

vasspåverka. 

Ein annan viktig avsetning i dalen er morenejord. Det er eit tjukt dekke av botnmorene 

mellom elva og talusskråningane i nordlege dalside. I utgangspunktet er det mange meters 

tjukne, men somme stader er det erosjon grunna elvenedskjering. Nedskjeringane dannar eit 

nivå med brattkant ned mot elven. Oppå botnmorenen er det mykje store blokker. Desse 

stammar både frå ras og frå utsmelting av breen. Dei varierer frå kantrunda til runda alt 

etter avsetningshistorie. 

Langs elva er det fluviale avsetningar som pregar dalbotnen. Grunna vekslande vassføring 

gjennom dei siste 10 000 år er det særs godt utvikla flomsletter i dalen. 

Det finnest også enkelte større fluviale vifter i dalen. Desse er i hovudsak avsett av fluviale 

prosessar men også snøskred påverkar desse. 

Av særleg naturhistorisk interesse er dei paleiske restformene kring dalen. Toppar som 

Melderskin, Laurdalstind og Bjørndalstind har alle blokkhav av både alloktont og autoktont 

opphav. Dette området er eit av dei mest alpine områda i hele Hordaland. Forståinga av 

desse formene er særs viktig for å kartleggje isutbreiing og landskapsutvikling gjennom heile 

Kvartærtida. Ut frå det alpine landskapet er det fleire hengande botnar ned mot Muradalen. 

Den flottaste av desse er kanskje botnen mellom Laurdalstind og Melderskin. 

6.2 Enkeltlokalitetar 

Det er funne to lokalitetar med moglege endemorenetrinn opp mot Ringerike. Det er 

fragmenter av morenenryggar plassert på begge sider av dalen. Desse kan setjast i 

samanheng med ein annan og representerer eit mogeleg stopp for tilbakesmeltinga av isen 

frå Muradalen mot slutten av førre istid. Det kan vere restar av det siste framrykket i Yngre 

Dryas som er datert til kring 10200 radiokarbon år før notid. 

Eit anna mogeleg glasialt trinn er funne distalt av botnen nord for Repparbekken. Her er det 

rester etter ende - og sidemorenar. Best utviklet utvikla er moreneryggen lengst vest. Her er 

det tydeleg ryggform med klassisk usortert morenemateriale. Ryggane er noko påverka av 

vatn då det renn ein bekk gjennom området. Denne vil ved flaum og ved bre i 

dreneringsbassenget ha stor graveevne. 

Frå fjorden og opp mot Treo er det registrert i alt fire trinn. Den øvste ligg på marin grense 

omlag 95 moh. Terrassane under marin grense er regenererte og består dermed ikkje av 

primærmateriale. Marin grense definerast av artikulerte terrasser vel 95 moh. Sannsynlegvis 

side 23


kan dette nivået settes i samanheng med tilsvarande nivå og prosess frå Myrdalsdalen. 

Proksimalt i terrassane er det truleg ein iskontakt. Dette representerer truleg eit tidleg 

Yngre Dryas endetrinn for dalbreen som har gått ut Muradalen. 

Eit mogeleg skisma er at breen har delt seg og gått rundt på båe sider av Treo, for så å ha 

gått saman på distalsida og danna ein midtmorene. Mellom Treo og Malmangernuten er det 

relativt store mengder morenemateriale. 

Mellom Treo og Hatteberg er det ein fin blotting eller snitt i lausmassane. I snittet er det 

mykje blokkmateriale med varierande rundingsgrad og storleik. Enkelte sekvensar er tydeleg 

lagdelte. Ei mogleg tolking er at moreavsetningane er todelte der lagdelinga representerer ein 

erosjonskontakt. Det er også mogleg at det er utrasing av morenemateriale lenger oppe i 

skråninga som har ført til erosjonskontakten. 

På Treo (172 moh.) er det funne ein lokalitet med svært tydelege isskuringsstriper. Retninga 

på desse indikerer ei isrørsle frå dalen mot fjorden. 

Figur 7 – Skuringstriper ved Treo. Dei indikerer ein isretning som har gått ut dalen. 

side 24

6.3 Vurdering av verneverdi 

Tabell 1 – Syner alle formene som er registrert i Muradalen. 

Formtypar Område Antal Alder Notidsform/ 

Storformer 

fossilform 

Paleiske former Toppar på nordsida, kring Melderskin 3 >10000 F B 

Dal i dal Toppar på nordsida, kring Melderskin 6 >10000 F B 

U dal /fjord Heile dalen 1 >10000 F B 

Dalende Murabotnen 1 >10000 F B 

Hengande dal Botnen ut frå Laurdal og Andersfjell 2 >10000 F B 

Alpine restformer Melderskin Laurdalstind 3 >10000 F A 

Glasiale former 

Støytlesideformer Dalbotnen >10 >10000 F C 

Skuringsstriper Ved Treo >10 >10000 F C 

Glasifluviale former 

Randdelta Ved Hatteberg og Håland 2 >10000 F B 

Frost former 

Blokkhav/-mark Melderskin, Laurdalsting og Bjørndalstindane 3 >10000 F B 

Fluviale former 

Gjel / kanyon Grønestølen – Skardshaugen 6 Aktive N B 

Raviner/erosjonskant Hatteberg, >10 >3000 F B 

Delta Håland – Hatteberg 6 >3000 F B 

Elvevifte Ved Skolten og ved Koaksla 2 Aktiv N B 

Elveslette Dalbotnen 3 Aktiv N B 

Terrasser Håland - Hatteberg 6 >3000 F B 

Forgreina elveløp Dalbotnen 1 Aktiv F B 

Skråningsformer 

Rasskar/snøskredbane Nordsida av Malmangernuten >10 Aktiv N B 

Talus (ur) Langs dalsidene begge sider av dalen. >10 Aktiv N B 

Snøskredvifte Nordsida av Malmangernuten >10 Aktiv N C 

Tabell 2 – Syner oppsummering av verneverdiar i Muradalen 

Summering Verneverdi 

Sum A (A = (nA x 6) 6 

Sum B (B = (nB x 4) 68 

Sum C (C = (nC x 2) 6 

Sumverdi alle formtyper 80 

Sum mangfald 20 

6.4 Oppsummering 

Muradalen har eit rikt mangfald av landformer, både erosjonsformer og 


Klassifisering 

(verdivurdering) 

akkumulasjonsformer. Det vart ikkje funne nokon avsetningar klassifisert i gruppe A. 

Likevel scorar dalen høgt på samla grunnlag for verneverdi. Mangfaldet er også stort. 

side 25


Iskontakten ved Baroniet er svært viktig for å forstå deglasiasjonen i området. Den største 

fordelen med Muradalen er den lette tilgangen. Dalen egnar seg svært godt til ekskursjonar 

all den tid dei fleste lokalitetane ligg innan 10 minuttar gangavstand. 

Figur 8 – Eksempel på talusskråningar i Muradalen. 

side 26

7.0 Guddal/Hilldal 


Guddalsdalen er kjenneteikna med flotte marine terrassar i opninga av dalen. Lenger 

oppover mot Hilldal er det meir og meir skredprosessar som er dominerande. Her finnest 

også mektige lag med botnmorene. Særmerkt er den v-skorne dalen nærmast utan 

sidedalar. Ved enden av Hilldalsvatnet forsvinn elva inn i to svære raskjegler. Desse er 

aktive i dag. Sjå vedlegg 2 for kvartærgeologiskart. 

Figur 9 – Guddal med sine særmerkte terrassar. Dei øvste representerer truleg marin grense i området. 


Langs dalskuldrene på båe sider av dalen er det rester av gamle paleiske landformer. Det er 

også spor etter fleire dalgenerasjonar. Rindafjellet og Skeidsfjellet er truleg restar etter den 

gamle paleiske overflata. 

Opphavleg har det vore eit de finert U-dalsprofil i Guddalsdalen. Grunna massiv 

skredaktivitet, i hovudsak frå talusvifter har nedre del av dalen eit nærmast V-forma preg. 

Hilldalsvatnet er ein glasial overfordjuping men er i tillegg demd opp av skred i enden. Elva 

ut frå vatnet renn gjennom desse. 

Av glasiale former er det funne endemorenar ved Hilldal. Desse er truleg svært gamle. Vidare 

er det funne ein flott lokalitet med P-former ved Trolldalshaugen. Dette provar at den 

glasiale komponenten i dalen er stor sjølv om det er lite synleg i dag. 

Fluviale former er det mykje av i dalen. Frå Trolldalshaugen og forbi Guddalsfita er det aktiv 

elveslette med forgreina elveløp og med spor etter fleire gamle terrassenivå. Ein kan tydeleg 

sjå at elva har hatt høgare vassføring i tidlegare tider. Ved situasjonar der Folgefonna er 

større vil dreneringsområdet til Guddalsdalen verte mykje større og såleis gje høgare 

vassføring. 

side 27


Figur 10 – Raskjegler på sørsida av Hilldalsvatnet. Dei flottast utvikla avsetningane i Guddalen er alle dei ulike 

skredformene. 

Her finnest talusvifter, snøskredvifter, snøskredbanar og aktive rasskard. Særleg på båe 

sider av Hilldalsvatnet er desse formene svært artikulerte. Fleire av skredviftene har aktive 

gjel/kanyonar som kjelde område for materiale. Desse fylgjer sprekkesoner i fjellet der det 

drenerer mykje vatn slik at tine og fryseprosessar kan vere svært aktive. 


Særleg flotte er dei mange raskjeglene som går ut i Hilldalsvatnet. Fleire av dei har perfekt 

kjegleform med aktive løp etter grove massestraumar oppå. Desse er danna ved ein 

kombinasjon av steinsprang, snøskred og grove massestraumar. Oppå viftene er det leever 

danna av dei grove massane som renn i ein blanding av snø og vatn oppå vifta. 

Eit anna svært særmerkt fenomen er enden av Hilldalsvatnet der elva drenerer gjennom to 

aktive skredvifter. Truleg er det også ein fjellterskel under dei enorme rasmassane. Ut frå 

dalbotnen lenger nede vart materialtjukna estimert til å vera omlag 90 meter. Nedre del av 

kjeglene er inaktive då dei har godt etablert vegetasjon. 

Figur 11 – Bilete er teke frå enden av Hilldalsvatnet sørover der elva forsvinn under to store raskjegler. 

side 28


Tabell 3 – Oppsummeringa av dei ulike landformene registrert i Guddalsdalen / Hilldal 


Storformer 

Paleiske former 

Dal i dal 

Dalskuldre på båe sider av 

dalen 

Restar etter dalgenerasjoar 

ved Nov 

fossilform 

2 >10000 F B 

1 >10000 F B 

U dal / fjord Heile dalen 1 >10000 F B 

Dalende Ved Hilldalen og Veranuten 1 >10000 F B 

Botn Nordlidalsvatn m.m 3 >10000 F B 

Basseng/ terskel Sørenden av Hilldalsvatn 1 >10000 F B 


P-former Ved Trolldalshaugen >10 >10000 F B 

Randmorene Ved Hlldalen 2 >10000 F C 


Sandur Ved Guddalsvita 1 Aktiv N B 

Randdelta Ved Naterstad 2 >10000 F B 


Gjel / kanyon Ved Lonavatnet >10 Aktiv F B 

Raviner/erosjonskant Ved Naterstad 3000 F B 

Delta Ved Naterstad 8 >3000 N B 

Elveslette Dalbotnen - Guddalsfita 1 Aktiv N B 

Forgreina elveløp Dalbotnen- Guddalsfita 1 Aktiv N/F B 


Rasskar/snøskredbane 

Talus (ur) 

På båe sider av dalen heilt 

inn til Hilldal 

Godt utvikla ved 

Hilldalsvatn. 

>10 Aktiv N B 

>10 Aktiv N A 

Snøskredvifte På sørsida av dalen 4 Aktiv N B 

Tabell 4 – Summering av verneverdiane i Guddalsdalen / Hilldal. 


Sum A (A = (nA x 6) 6 

Sum B (B = (nB x 4) 60 

Sum C (C = (nC x 2) 2 






side 29


Figur 12 – Ei klassisk skredvifte ved Trollhaugane. Då her er mykje vegetasjonen på vifta tyder det på at denne 

ikkje er særleg aktiv i dag. 


Guddalsdalen / Hilldal har eit rikt mangfald av landformer. Den har dei fleste klassiske 

elementa som ein forventar å finne i ein Vestlandsdal. Særleg skred gjer dalen 

kvartærgeologisk interessant. Morenetrinnet ved Hilldal er verdifullt å ta vare på. Den 

samla verdivurderinga er 68 poeng medan mangfaldet utgjer 17 ulike landformer. 

Toppkarakter vert gitt til nokre av dei flottaste raskjeglene i dalen. Desse har klassiske 

morfologiske element og tener som lærebokeksempel på korleis naturprosessane verkar. 

Figur 13 – Den gamle og inaktive sanduren i Guddalsdalen. Til høgre for vegen ser ein spor etter eit gamalt elveløp. 

side 30

8.0 Enesdalen 


Enesdalen har ein del heilt spesielle landformer i høve til dei andre dalane kring Folgefonna. 

Mest særmerkt er den meanderrande elva i nedre del av dalen samt store avsetningar i 

utlaupa av svært markerte gjel/kanyonar i øvre del av dalen. Dalen er ramma inn av den 

mektige Gygrastol og Lægdekruna som har eit av dei flottaste stadeigne blokkhava på heile 

Vestlandet. Sjå vedlegg 3 for kvartærgeologiskart. 


Storformene kring Enesdalen er svært markante. Her er restar etter paleiske former, alpine 

restformer, U-dalprofil, kanyonar og fleire dalgenerasjonar. På nordsida av dalen ligg 

Gygrastol og Lægdekruna med godt utvikla blokkhav. I botnen på Gyrastol ligg det ein svært 

viktig sidemorene i høve til rekonstruksjon av isen i Hardangerfjorden. Her e r også spor etter 

lokale botnbrear. 

I munninga av dalen ligg det fleire sett med store artikulerte randmorenar. Desse er spor 

etter ein fase med dalbre mot slutten av førre istid. Moreneryggane er av stor vitskapleg 

interesse. I tillegg til moreneryggane er det mange store flyttblokker som er transportert av 

breen midt ut i dalbotnen. 

Ned mot fjorden ligg det fleire nivå med terrassar som er danna medan dalbreen låg lenger 

inne. Her er det fleire snitt som gjer det mogeleg å få innsyn i stratigrafien. Desse snitta er 

danna av antropogen påverknad. 

Når det gjeld fluviale former er her eit vel av ulike formelement. Dei mange gjela med vifter 

distalt er svært flotte former og dels utvikla på ein særeigen måte. Ein finn også mykje 

ravinering i gamal botnmorene og i skredmateriale. Aktive elvevifter finn ein fleire stader der 

elver og bekkar renn inn i stilleståande vatn. Den kanskje mest særeigne forma i dalen er 

det meandrerande elvelaupet. Dette er så velutvikla at ein ikkje finn liknande i Hordaland. 

Årsaka til forma er at dalen er overfordjupa og seinare fylt igjen med sediment. Dette gjer at 

elva får ein svært låg gradient over lengre avstand. Fjellterskelen i enden av dalen stoggar 

vidare nedgraving og gjer at forma er relativt stabil. Ved flaum kan ein likevel rekne med 

endringar og eventuelt danning av kroksjøar. 

Den mest dominerande landforma i dalen er dei mange skredprosessane. Her finnest eit utal 

former av rasskard, talusvifter, snøskredvifter og mindre fjellskred. Frå Lonavatnet og 

innover vert formene meir og meir dramatiske. Her er naturprosessane svært aktive. 

Avsetningane er heilt friske og viftene har ikkje noko vegetasjon. Me fann mange ferske 

blokker som truleg har kome ned siste vinter. 

side 31


Figur 14 – Eit av dei mest klassiske landskapselementa i Enesdalen. V-forma kanyon med mektige 

lausmasseavsetningar distalt. 

side 32



Av særleg vitskapleg og kvartærgeologisk verneverdi er to store randmorenar nedst i dalen. 

Dei ligg på begge sider av vegen omlag 120 moh. Ryggane er mellom 7 og 12 meter høge med 

svært karakteristiske former. Ved å rekonstruere breen på bakgrunn av desse ryggane kan 

ein seia noko om klimaet medan breen eksisterte. 

Det vart gitt tre A kategoriar i dalen. To av desse er knytt opp mot kanyonar og rasvifter. 

Ikkje berre formene i seg sjølv er spesielle, men det faktum at dei er så aktive gjer dei 

verdifulle. Her kan ein studere dei krefter som i dag verkar i nedbrytinga av landet. Den 

tredje A verdien er gitt til den meandrerande elva, då slike er svært sjeldan å sjå på våre 

kantar. 

Figur 15 – Syner eit parti av elva som renn i botnen av Enesdalen. Det kalde vatnet frå breen gjer at det er eit lag av 

damp over elva. Bilete er teke nær fjellterskelen som gjer at elva har den karakteristiske forma. 

side 33



Tabell 5 – Tabellen syner alle dei ulike formelementa som er kartlagt i dalen. Legg merke til at det er gitt heile tre A 

verdiar. 

Formtypar Område Antal Alder 

Storformer 

år BP 

Notidsform/ 

fossilform 

Paleiske former Hestabotnpynten, Gygrastol, Lægdekruna 3 >10000 F B 

Dal i dal Skardskulten, Raunaskoraksla 2 >10000 F B 


V-dal / kanyondal Ned frå Steinlauperinden 6 >10000 F A 

Basseng / terskel Ved Storemyr og Vatnastøl 2 >1000 F B 

Alpine restformer Gygrastol 1 >10000 F A 


Randmorener Dalbotnen 5 10000 F B 


Randdelta Ved fjorden 2 >1000 F B 

Sandur Distalt av Hestabotnen 1 Aktiv N B 

Frost former 

Blokkhav/-mark Gygrastol, Lægdekruna, Hestabotnpynten 3 >10000 F A 


Gjel / kanyon Mest i nordreaustre dalside >10 Aktiv N A 

Raviner/erosjonskant Sida mot Nonshaug >10 Aktiv N B 

Delta Dalbotnen inn mot hovudelva 5 Aktiv N B 

Elvevifte Dalbotnen ved Hestabotnen 8 Aktiv N B 


Terrasser Nist mot fjorden >10 >3000 F B 

Meanderløp I dalbotnen 1 Aktiv N A 

Forgreina elveløp Dalbotnen 1 Aktiv N B 


Rasskar/snøskredbane Båe sider av dalen. Mest lengst inne. >10 Aktiv N B 

Talus (ur) Langs dalsidene begge sider av dalen. >10 Aktiv N B 

Snøskredvifte Lengst inne i dalen 6 Aktiv N B 

Tabell 6 – Summering av verneverdiane i Enesdalen. 


Sum A (A = (nA x 6) 30 

Sum B (B = (nB x 4) 64 

Sum C (C = (nC x 2) 0 





side 34



Enesdalen er svært rikhaldig på landformer og er den einaste som scorar med heile tre A 

verdiar. Den meandrerande elva er mellom dei best utvikla i heile Hordaland. Enesdalen er 

den dalen på Folgefonnhalvøya som gjev den beste samlinga av verneverdige 

kvartærgeologiske avsetningar. Dei fleste formene ligg slik til at dei ikkje er direkte utsette 

for fare av menneskeleg påverknad. Etter ei kvartærgeologisk kartlegging av området fann vi 

dessutan mange spannande vitskaplege lokalitetar. 

Figur 16 – Flyttblokk oppå ein av moreneryggane etter dalbreen nist i dalen. Denne blokka er truleg dumpa av 

dalbreen mot slutten av førre istid. 

side 35

9.0 Furubergdalen 


Furubergdalen er ein svært dramatisk dal med mange aktive naturprosessar. Dei spora vi 

fant i dalen tyda på at ein tur her på vinterstid rett og slett vil vera livsfarleg. Det går mange 

store snøskred på begge sider av dalen. Ei noko sjeldan skredform (skredvoll) vart observert 

på to stader. Dei høge blankskura sidene i dalen gjer at snøskreda får ein voldsam energi. 

Sjå vedlegg 4 for kvartærgeologiskart. 

Figur 17 – I venstre kant av bilete ligg ein rygg langsetter elva. Dette er ein skredvoll kasta opp av eit årleg snøskred 

som går på høgre side av dalen. Når skredet treff elva vert materialet i elva slynga opp med voldsam kraft. 


Av storformer fann me paleiske former, restar av fleire dalgenerasjonar, basseng med 

overfordjuping og alpine restformer. Dei alpine restformene er mykje dei same som for 

Enesdalen og vert utgjort av Gygrastol og Lægdekruna. Området på andre sida av dalen ved 

Gråhorga utgjer restar av den paleiske overflata. Her er det ikkje oppbevart blokkhav, noko 

som tyder på at breen har hatt kraft til å erodere her. 

Av glasiale former fann me mange rundsva utforma i den knallharde granittiske gneisen i 

området. Ved munninga av dalen er det eit større parti med P-former. Dette er sjeldan å 

finne i eit slikt omfang som på denne lokaliteten. Randmorenane ved Svartaberget er også 

svært godt uvikla. 

Ei forvitringsform som er sjeldan i området, forutan ved Ulvanosi, er hypogen eksfoliasjon. 

Dette fann vi fleire gode eksempel på i øvre del av Furubergdalen. 

Dei fluviale formene i dalen består i tallause gjel/kanyonar, ravinar, deltautbyggingar, 

elvevifter, elvesletter, forgreina elvelaup og svakt utvikla meanderformer. 

side 36

Figur 18 – Endemorene i munninga av Furubergdalen. Ryggen er nesten 30 meter høg. 


Av skråningsformer fann vi rasskar, snøskrevifter, talusvifter, skredvollar og eit mindre 

fjellskred. Heile dalen er meir eller mindre dekka av talusvifter og forvitringsmateriale. Dette 

tydar på svært aktive skråningsprosessar dominert av tine og fryseprosessar. På sørsida av 

dalen rasar det mykje materiale ned frå blokkhavsområda ved Lægdekruna. 


I dalbotnen er det tendensar til meandrerande elvelaup. Diverre er det litt for høg vinkel til 

at elva får utvikle seg vidare. Dette gjer at det er forhold for danning av fleire sandurdelta i 

dalen. Desse er svært artikulerte og utgjer store delar av dalbotnen. Bassenget der den svakt 

meandrerande elva renn er heilt gjenfylt med sediment av dels grovt materiale. Det er difor 

ikkje noko særleg potensiale for vidare utvikling av elvelaupet. 

Området frå Fureberg og opp mot starten av sjølve Furubergdalen inneheld store mengder 

lausmassar. Det er lokalisert fire moglege endetrinn med randmorene i dette området. 

Furubergdalen er svært særeigen då det ikkje er utvikla nokon terrassar ned mot fjorden. 

Dette skuldast truleg at denne delen av dalen er for bratt. Dessutan stupar fjorden ned til 

220 meter rett ved munninga. Dei eventuelle sedimenta som har kome med breen har ikkje 

greidd å byggje seg opp til overflata slik ein ser det i dei fleste andre daler kring Folgefonna. 

Det er også spor etter lokalglasiasjon i botnen mellom Tveitedalsknotten og Gråhorga. 

side 37

Figur 19 – Eit viktig formelement i dalbotnen. Ei rundsva med aktiv frostforvitring. 


Eit anna landskapselement som vart gitt A i verdivurderinga er fleire store rundsva med 

svært definerte former. Slak gradient opp på proksimal sida og vertikal distalside med spor 

etter plukking frå breen. 

Figur 20 – Furubergdalen sett nedover mot fjorden. Dei slake gradientane på høgresida av dalen skuldast aktive 

snøskredvifter. Dette er synleggjort av svært lite vegetasjon på viftene. 

side 38



Storformer 

fossilform 

Paleiske former Gygrastol, Lægdekruna, Gråhorga >10 >10000 F A 

Dal i dal Aust av Gygrastol, Furubergssætret m.m 2 >10000 F B 

Basseng terskel Furubergdalen, Furubergspytten 2 >10000 F A 

Alpine restformer Gygrasttol 1 >10000 F A 


Støytlesideforemer Dalbotnen >10 >10000 F A 

Randmorener Heile dalen, Furubergspytten >10 >150 N/F C 

andre Ved Bruhaugvatnet 1 >10000 F B 

P-former Munninga av dalen >10 >10000 F A 


Sandur Dalbotnen Furubersdalen 1 Aktiv N C 

Frost former 

Blokkhav/-mark Gygrastol, Lægdekruna, Gråhorga 3 >10000 F A 

Forvitringsformer 

Hypogen eksfoliasjon Skrent ved Trollavatnet >10 >10000 F C 


Gjel / kanyon Båe dalsider heile dalen >10 Aktiv N B 

Raviner/erosjonskant Sida ved Gråhorga >10 Aktiv N B 

Delta Dalbotnen 3 Aktiv N B 

Elvevifte Ut frå mange gjel >10 Aktiv N B 


Meanderløp Dalbotnen 1 Aktiv N B 

Forgreina elveløp Distalt av Bruhaugsvatnet 1 Aktiv N C 


Rasskar/snøskredbane Nordsida av Malmangernuten >10 Aktiv N A 

Talus (ur) Langs dalsidene begge sider av dalen. >10 Aktiv N A 

Andre (skredvoll) Furubergstræet og ved dalenden 2 Aktiv N A 

Snøskredvifte Nordsida av Malmangernuten 6 Aktiv N C 

Tabell 7 – Summering av verneverdi for Furubergdalen 


Sum A (A = (nA x 6) 54 

Sum B (B = (nB x 4) 32 

Sum C (C = (nC x 2) 10 






side 39


Figur 21 – Øvre del av Furubergdalen. Til høgre for vatnet ligg ei større vifte, danna av skred og vatn. 


Furubergdalen scorar høgt på mangfald. Den har også ein del sjeldne former. Særleg 

skredvollane er unike i ein regional samanheng. Dalen er ikkje trua av menneskeleg inngrep 

i høve til dei viktigaste landformene. Dei aktive naturprosessane gjer dalen svært 

verneverdig. Diverre ligg dalen vanskeleg til i høve til undervisning. Det er heller ikkje 

tilrådleg å legg opp til noko ferdsel gjennom dalen vinterstid all den tid det går mange store 

snøskred her. 

side 40

10.0 Bondhusdalen/Fynderdalen 

Bondhusdalen / Fynderdalen er ein av dei mest besøkte dalane kring Folgefonna. 


Samstundes har den nokre av dei mektigaste kvartærgeologiske formene på heile 

Folgefonnhalvøya. Eit hovudelement i dalen er dei mange store fjellskreda. Desse er ikkje 

særleg følsame i høve til inngrep. Den mest sårbare del er randdeltaet nist i dalen. 

Randdeltaet er eit lærebokeksempel samstundes som det ber på viktig informasjon all den 

tid det ligg to sett med moreneryggar oppå deltaflata. Området framfor Bondhusbreen og 

Pyttbreen er svært verdfulle både i høve til undervisning og forsking. Sjå vedlegg 5 for 

kvartærgeologiskart. 

Figur 22 – Blåisen i Bondhusbreen. Fronten ligg 450 moh., i ”den vesle istid” låg fronten 350 moh. (Foto Joachim 

Riis Simonsen) 

10.1 Skildringa av dalens hovudelement 

Bondhusdalen/Fynderdalen er forma som klassiske U-dalar med tilnærma loddrette 

dalsider og flat dalbotn. Et tenkt lengdeprofil gjennom dalen, frå brefronten til 

Maurangerfjorden, viser at dalbotnen består av basseng og nivå i ulike høgder. Dette, i 

tillegg til utprega U-dalsform og knekk i dalsideprofilet (eldre dalgenerasjonar), indikerer 

glasial utforming. Området varierer i høgde frå havnivå (Maurangerfjorden) til 1068 moh. 

Bondhusdalen er karakterisert ved at overgangen mellom dalside og dalbotn er dominert av 

mektige skredavsetningar. 

side 41


Av storformer registrerte me i alt sju ulike formelement. Ein finn paleiske former, V-daler, 

restar av tidlegare dalgenerasjonar, U-dalsprofil, ein definert dalbotn, hengande dalar og 

alpine restformer. U-dalsprofilet utgjer sjølve hovuddalen. 

Figur 23 – Bondhusbreen i 1893. Bilete er teke av K. Knudsen (Billedsamlingen –Universitetsbiblioteket UiB). På 

grunnlag av dette biletet er det mogeleg å fastslå nøyaktig når ”den vesle istid” nådde sitt maksimum. 

side 42

Av glasiale former er det mange støyt / leside former, subglasiale moreneformer 

(botnmorene) og godt utvikla randmorenar. 


Det er ikkje direkte blokkhav på toppane kring dalen, men godt utvikla blokkmark på 

nordsida av dalen mot Middagsnotten og Husafjellet. 

Dei glasifluviale formene i dalen er randdelta, kames avsetningar og ei aktiv sandurslette 

framfor Bondhusbreen. 

Av fluviale former er det gjel / kanyonar, ravinar, deltautbyggingar, aktive elvesletter, 

forgreina elvelaup og terrassar. 

Skråningsformene som er det mest dominerande landskapselementet i dalen er i hovudsak 

utgjort av store fjellskred og aktive talus vifter. Det går minimalt med snøskred i dalen i dag. 

Nokre inaktive snøskredvifter vitnar om at det tid om annan er snøskredaktivitet i dalen. 

Figur 24 – Skredet som demmer opp Bondhusvatnet sett frå lufta. Nist mot fjorden ligg Sunndal (Foto Joachim Riis 

Simonsen). 


Særleg fjellskredet på distalsida av Bondhusvatnet er dominerande i dalen. Losneområdet 

for skredet er truleg toppane kring Husafjellet. Skredet har gått over dalen og demmer i dag 

opp Bondhusvatnet. Det har vorte gjort forsøk på finne alderen på skredet utan at ein klarte 

å konkludere med ein absolutt alder. Eit estimar tydar på ein alder kring 16 000 år. 

side 43


Område framfor Bondhusbreen har eit svært godt dokumentert vesle istid framstøyt då 

fotografen Knut Knudsen fotograferte breen under si maksimale utbreiing i 1893. Denne 

breen er derfor ein referanse i høve til lavtilvekstkurver og Schmidt-hammar kalibrering i 

heile regionen. Morenenyggane er dessutan svært artikulerte og er gode eksempel i 

undervisning. I Fynderdalen innover mot Pyttbreen er det i alt 12 moreneryggar som gjer 

det mogeleg å rekonstruere breen svært nøyaktig. Desse har også stor vitskapleg verdi. 


Tabell 8 – Oppsummering av alle verneverdiane i Bondhusdalen. 


Storformer 

fossilform 

Paleiske former Husafjellet, Heimadalsberget >10 >10000 F C 

V-dal Langagilet 1 >10000 F C 

Dal i dal Dalskuldre på båe sider av dalen >10 >10000 F C 

U dal /fjord Heile dalen 1 >10000 F A 

Dalende Fynderdalen, 1 >10000 F B 

Hengande dal Krokavatnm, Gardshamar 2 >10000 F C 

Alpine restformer Husagjellet 1 >10000 F C 


Støytlesideforemer Dalbotnen heile dalen 150 N/F B 

Subglasiale moreneformer Dalbotnen heile dalen 150 C 

Randmorene 


Framfor Pyttbreen, Bondhusbreen 

og på delta ved fjorden 

>10 150 – 

10000 

N/F A 

Esker / kames Pyttbreen og Bondhusbreen 6 150 N/F B 

Sandur Framfor Bondhusbreen og Pyttbreen 2 Aktiv N B 

Frost former 

Blokkhav/-mark Husafjellet 1 >10000 F C 


Gjel / kanyon Båe sider av dalen >10 Aktiv N 

Raviner/erosjonskant Austleg dalside, ved fjorden >10 Aktiv F/N B 

Delta Ved fjorden 2 >3000 F B 

Elvevifte Sunndal, Bonhusvatnet mange mindre >10 Aktiv N B 


Terrasser Ved fjorden 8 >3000 F B 



Rasskar/snøskredbane Nordsida av Malmangernuten >10 Aktiv N B 

Talus (ur) Langs dalsidene begge sider av dalen. >10 Aktiv N A 

Snøskredvifte Vest sida av Bondhusvatnet, 3 Aktiv N B 



side 44

Tabell 9 – Summering av alle verneverdiane i Bondhusdalen. 


Sum regional verneverdi 10 

Sum A (A = (nA x 6) 18 

Sum B (B = (nB x 4) 48 

Sum C (C = (nC x 2) 14 





Bondhusdalen/Fynderdalen er to svært spennande dalar sett med kvartærgeologiske augo. 

Dei to dalane i lag utgjer på mange måtar typelokalitetar som kan syne brehistoria mot 

slutten av siste istid og gjennom deglasiasjonen. Det vitskaplege potensialet er stort. I 

samband med undervisning er det også mange godt tilrettelagde lokalitetar. Verneverdien og 

mangfaldet indikerer også at dalane er verdifulle. 

side 45

11.0 Sandvikedalen 


Sandvikedalen er for kvartærgeologar upløgd mark. Så vidt me har funne ut er det ingen 

som tidlegare har gjort omfattande kvartærgeologisk kartlegging her. Det synte seg at dalen 

hadde svært mykje interessant å by på. Dalen er karakteristisk med sine bratte dalsider og 

tronge svingete dallaup. U-dalsprofilet er tydeleg gjennom heile dalen. Dominerande er dei 

mange talusviftene innover dalen. Det finnest eit utal av aktive naturprosessar samt restar 

av gamle landformer frå før glasial tid. Sjå vedlegg 6 for kvartærgeologiskart. 


Av storformer er det funne restar etter dalgenerasjonar, U-dalsprofil, dalende. hengande 

sidedalar, og alpine restformer. Hjortedalen er ein hengande dal som går inn mot dalen frå 

aust. Dette er ein klassisk hengane dal som kan tene som eksempel i undervisning. Mellom 

Kikalonsnuten og Renndalsnuten ser det ut som dalen har ein gamal dalende. Dalen har 

utvikla seg vidare ved å svinge vestover. Om dette er ein reel dalende eller om det er eit 

resultat av berggrunnsstruktur er usikkert. 

Figur 25 – Sanduren i nordenden av Sandvikevatnet (Foto Anbjørn Høivik) 

Glasiale former er det rikt av i Sandvikedalen. Her er mange rundsva og drumlin liknande 

avsetningar. Fleire parti er dessutan svært rike på P-former. Særleg i tronge juv der breen 

har stått under høgt trykk er det mange P-former i fjellet. På knausar nær dalbotnen er det 

masse skuringstriper som alle har retning ut dalen. Det er ikkje funne skuring som kryssar 

denne. Ved Sandvikvatnet og framfor Sauabreen er det mange svært artikulerte 

side 46


randmorenar. Trinnet ved Sandvikvatnet stammar truleg frå slutten av førre istid medan 

morenane kring Sauabreen vitnar om den Holosene historia til breen. 

Av glasifluviale former er det i nordre ende av Sandvikvatnet ei godt utvikla sandurslette. 

Fluviale former finnest i rikt monn i dalen. Det er funne gjel, jettegryter, elvevifter, 

elvesletter, terrassar. forgreina elvelaup og spylerenner. Formene er å finna i utlaupet av gjel 

samt i dalbotnen der elva somme stader renn med svært låg gradient. 

Skråningsformer er kanskje den mest dominerande landforma i dalen. Heile dalsidene er 

meir eller mindre påverka av skredaktivitet. Mange rasskar, snøskredvifter og talusvifter vart 

observerte. I nordenden av Sandvikvatnet vart det dessutan observert eit relativt nytt 

fjellskred. 


Den sjeldnaste og mest verneverdige lokaliteten er sanduren i nordenden av Sandvikvatnet. 

Denne er framleis aktiv og av ein storleik som er unik i regionen. Diverre er vestre del byrja 

å gro til då vatnet frå Blomsterskardsvatn er teke til kraftutbygging. Som kvartærgeologisk 

aktiv form er det viktig at vassmengdene ikkje vert ytterlegare redusert. 

Figur 26 – Restar av svært forvitra dalskuldre på austsida av Sandvikedalen. 

side 47

Figur 27 – Bilete er teke oppover Sandvikedalen med dalenden inn mot breen i bakgrunnen. 


Randmorenen i enden av Sandvikvatnet er også godt utvikla. Morenen ligg på ein fjellterskel 

og er med å demmer opp vatnet. Ved Lonastølen ligg det også restar av eit morenetrinn. 

Av dei mange talusviftene i dalen er det fleire som peikar seg ut som svært modne og 

artikulerte. I vestsida av Gulaberga er det mange flotte former. Viftene er mellom 50 og 200 

meter høge med utspring i gjel frå den stupbratte veggen mot Gulaberga. 

Vidare scorar det ferske fjellskredet høgt i verdivurderinga. Det er potensiale for fleire skred 

av same type langs dei svært forvitra dalskuldrene. 

Landskapet framfor Sauabreen har høg vitskapleg verdi då det er svært mange 

moreneryggar som gjer det mogleg å rekonstruere breen i mange fasar gjennom Holosene. 

side 48


Tabell 10 – Oppsummering av alle verneverdiane i Sandvikedalen 


Storformer 


fossilform 


Dalende 

Mellom Kikalonsnuten og Renndalsnuten, 

Fagnabotnen 

1 >10000 F B 

Hengande dal Utlaubet av Hjortedalen og frå Blomsterskardet 3 >10000 F A 

Alpine restformer Grønenuten 1 >10000 F B 


Støytlesideforemer Langs heile dalbotnen >10 >10000 F A 

Randmorene Lona, Sancvikvatnet og framom Sauabreen >10 Aktiv N/F A 

Skuringsstriper Knausar i dalbotnen >10 >10000 F B 


Sandur Proksimalt av Sandvikvatnet 1 Aktiv N A 

Frost former 

Frostsprenging Langs elva og i fjella (gjel/rasskard) >10 Aktiv F A 


Gjel / kanyon Langs heile dalen båe sider >10 Aktiv N B 

Jettegryter Lunddalen 2 >10000 N B 

Elvevifte Lunddalen, Mosnes, Lona 3 Aktiv N A 

Elveslette Lunddalen, Mosnes, Lona 3 Aktiv N B 

Terrasser Nist i Mosdalen 7 >3000 F B 

Forgreina elveløp Proksimalt av Sandvikvatnet 1 Aktiv N A 


Rasskar/snøskredbane Båe sider av dalen >10 Aktiv N B 

Talus (ur) Båe sider av dalen >10 Aktiv N A 

Fjellskred Ved Sanvikestølen 2 ? N/F B 

Snøskredvifte Langs Sandvikvatnet og proksimalt 4 Aktiv N A 

Tabell 11 – Summering av verneverdi for Sandvikedalen. 


Regional verneverdi 10 

Sum A (A = (nA x 6) 54 

Sum B (B = (nB x 4) 36 

Sum C (C = (nC x 2) 0 





side 49


Figur 28 – Randmorenen i enden av Sandvikevatnet. Morenen er samansett av mykje skredmateriale som breen har 

skubba framfor seg på sin veg over Sandvikvatnet. 


Sandvikedalen er ein unik dal i høve til mangfald av svært verneverdige kvartærgeologiske 

avsetningar. Dette saman med mange aktive naturprosessar gjer at dalen er eit fantastisk 

ekskursjonsmål for kvartærgeologar. Den vanskeleg tilkomsten er sjølvsagt eit problem. 

side 50


Figur 29 – Sandvikevatnet med sanduren i nordenden og randmorenen i andre enden (Foto Anbjørn Høivik). 

side 51

12.0 Raunsdalen 


Raunsdalen er ein kort dal samanlikna med mange av dei andre kartlagde dalane kring 

Folgefonna. De n har likevel store verneverdiar serleg då den einaste breen på Folgefonna 

som har hatt ein aktiv regenerert bre under ”den vesle istid” fanst her. Ved auka brevekst vil 

denne truleg verte aktiv igjen. Det er dei glasiale avsetningane saman med skredprosessane 

som dominerer dalen. Sjå vedlegg 7 for kvartærgeologiskart. 


Storformene kring Raunsdalen har rester etter det paleiske landskapet. Mellom Ruklenuten 

og Hankamb er det restar etter ein eldre dalgenerasjon. U-dalsprofilet er tydeleg og gjer den 

glasiale komponenten svært tydeleg. Bassenget som Raunsdalsvatnet ligg i er svært tydeleg 

og godt utvikla. Der Kvitnodalen munnar ut i Raunsdalen er forma ein sekkedal med ein 

definert dalende. 

Av glasiale former er de mange støyt og le sideformer. Mange rundsva og parti med kraftig 

skurd fjell dominerer dalbotnen. 

På sletta mellom Raunsdalsvatnet og Løkene er det mange svært artikulerte moreneryggar. 

Desse stammar frå når Dettebrea raste ut forbi stupet og danna ein regenerert bre. I utløpet 

av vatnet er det dessutan spor etter nokre eldre moreneryggar. Desse er ikkje så tydlege men 

ber på viktig informasjon om denne delen av Folgefonna sin eldre historie. 

Figur 30 – Raunsdalen innover mot passpunktet i Kvitnodalen der vatnskillet over mot vestsida av breen ligg. 

Morenelandskapet er tydeleg i forgrunnen. 

side 52


Figur 31 – Flyfoto (Fjellanger Widerøe) som syner Raunsdalsvatnet og moreneryggane avsete frå Dettebrea. 

I området med alle moreneryggane er det ein aktiv sandur som er forma av årsvariasjonane i 

breavrenning. Forma er aktiv og går over i ei vifte med brattare gradient inn mot fjellet. 

I tilknyting til gjel og kanyonar er det mange godt utvikla skredvifter og rasskard. Fleire 

bekker dannar dessutan elvevifter og elvesletter. Dalføret ned mot Kvitno frå Dettefoss har 

svært mykje fluviale avsetningar. Sjølve Kvitno ligg på ei stor fluvial vifte. 

Av skredformer er det funne rasskard, talusvifter og snøskredvifter. Skredprosessane er 

svært aktive i dalen og utgjer truleg den største lausmasseeininga i dalen. Særleg vifta ved 

Boganut er velutvikla og har stor pedagogisk verdi. 

side 53



Dei mange moreneryggane framfor Dettebrea er svært kvartærgeologisk verneverdig. Det 

faktum at dei er avsett av ein regenerert bre gjer dei interessante som studieobjekt. Ved 

Institutt for geografi, UiB har ein no sett i gang ein hovudfagsstudent for nettopp å arbeida 

med desse moreneryggane. 

Botnforma innover mot Kvitnodalen er fint utvikla. I dag ligg det ein liten dalbre i 

passpunktet over mot vestsida av breen. Denne har trueleg vore større i farne tider og 

kanskje etterlate seg morenespor. Diverre var det for mykje snø til at vi kunne forfølgje 

denne problematikken under vår synfaring i området. 


Tabell 12 – Oppsummering av verneverdi for Raunsdalen 


Storformer 

år BP 

Notidsform/ 

fossilform 

Paleiske former Hanekamb og Ruklenuten 3 >10000 F C 

Dal i dal Kvitondalen - Raundsdalen 1 >10000 F B 


Dalende Kvitnodalen, inn mot Veslavatn 2 >10000 F B 

Basseng terskel Raunsdalsvatnet 1 >10000 F B 

Botn / sekkedal Raunsdalen, Kvitnodalen 1 >10000 F B 


Støytlesideforemer Dalbotnen >10 150 F B 

Randmorene Ved Løkene og distalt av Raunsdalsvatn >10 70 F A 

Subglasiale moreneformer Ved Løkene 1 70 F C 


Sandur Ved Løkene 1 Aktiv N B 


Delta Ved Løkene 1 Aktiv N B 

Elvevifte Ved Løkene, ned mot Kvitno 6 Aktiv N B 




Rasskar/snøskredbane Frå Hanakamb og Langedalen >10 Aktiv N C 

Talus (ur) Frå Hanakamb og Langedalen >10 Aktiv N B 

Snøskredvifte Ved Boganut 2 Aktiv N C 



side 54

Tabell 13 – Summering av verneverdi i Raunsdalen. 



Sum A (A = (nA x 6) 6 

Sum B (B = (nB x 4) 48 

Sum C (C = (nC x 2) 8 





Alt i alt er det mange flotte landformer som burde vore verna i Raunsdalen. Mangfaldet er 

relativt lågt, noko som skuldast at dalen er ganske kort. Men dei formene som er godt 

utvikla er til gjengjeld svært flotte. I høve til vitskapeleg verdi er potensialet stort. 

side 55

13.0 Buerdalen 


Buerdalen ligg i indre Hardanger, ca 3 - 4 km sør for Odda. Området er dominert av høge 

fjell og tronge iseroderte dalar. Det relative relieffet mellom fjellplatå og fjord/dalbotn ligg på 

mellom 800 - 1000 meter. Buerdalen er orientert omtrent rett øst - vest, er ca 5 km lang, og 

har eit V-forma tverrprofil. Frå Nedre Buerbre fell dalen relativt slakt austover mot 

Sandvinsvatnet. Buerelva renn midt i dalen og har 18 mindre elvelaup som renn inn i elva, 

13 ligg på nordsida av dalen og fem på sørsida. Buerelva drenerer et areal på ca 21 km 2 

derav ca. 50% er dekka av is. Den gjennomsnittlige skråningsgradienten til dalsidene er 

målt til å væra 29 grader for nordsida og 39 grader for sørsida. Lausmassar avsett i vifter 

dekker båe sider av Buerdalen. Viftene er av varierande storleik, og strekkjer seg mellom 

100 til 200 m oppover dalsida. Sjå vedlegg 8 for kvartærgeologiskart. 


Av storformer observert i dalen er det særleg dei mange V-forma kanyondalane som er 

markante, saman med det noko fordekte U-dalprofilet i sjølve hovuddalen. Det er dessutan 

fleire basseng og tersklar nedover dalen. Bassenget som Buervatnet ligg i er ei kraftig glasial 

overfordjuping med ein definert terskel. 

Figur 32 – Bilete teke av K. Knudsen (Billedsamlingen – Universitetsbiblioteket, UiB) på slutten av 1800 talet. Syner 

korleis Buerbreen låg mot slutten av ”den vesle istid”. 

side 56


Figur 33 – Slik såg sanduren i Buerdalen ut under ”den vesle istid” (Foto K. Knudsen, Billedsamlingen – 

Universitetsbiblioteket, UiB). I dag er sanduren framleis aktiv men grunna mindre vassføring er det mykje skog 

utover flata. Hovudlaupet går i høgre side av sanduren sett ovanifrå. 

Dei glasiale formene er svært tydlege særleg då fleire store brefall går ned i dalen og har 

etterlate seg svært tydelege moreneryggar. Spora etter ”den vesle istid” er svært tydelge. 

Vidare finn ein subglasiale moreneformer som botnmorene. 

I samband med ”den vesle istid” vart det bygd opp ei svær sandurslette i dalbotnen. Denne 

er framleis aktiv men har byrja å gro igjen. Ved auka brevekst vil truleg denne verte 

reaktivisert og det meste av skogen forsvinne. 

Av fluviale landformer i dalen er dei fleste knytt opp mot skråningsprosessar. Mange fluviale 

gjel kjem inn i dalen frå begge sider. Det er dessutan spor av terrassar nist i dalen. Ut 

Sandvinvatnet er det bygd ut eit større delta. Langs dalbotnen er det fleire stader forgreina 

elvelaup i parti med slakare gradient. 

Den dominerande aktive landforma i Buerdalen er knytt opp mot dei mange 

skråningsprosessane. Ein finn rasskar, talusvifter, fjellskred og snøskredvifter. 

Avsetningane er så mektige at dalen får nesten eit V-forma preg. 

side 57



Av stor vitskapleg og pedagogisk verdi er landskapet framfor Buerbreen og proksimalt av 

Buervatn. Her er det godt daterte glasiale avsetningar som gjer det mogeleg å gjere 

paleoklimatiske rekonstruksjonar. Institutt for geografi, UiB var i vinter oppe ved Buervatn 

og tok prøvar av botnsedimenta for å kunne rekonstruere Søndre Folgefonna attende i tid. I 

så måte er desse avsetningane svært viktige. I og med at Buerbreen går svært lågt ned er det 

heilt spesielle tilhøve knytt til vegetasjonsetablering på dei litt over hundre år gamle 

morenane. 

Sandursletta distalt av nedre og øvre Buerbre har også høg vitskapleg og pedagogisk verdi. 

Denne vil verte reaktivisert straks breen får auka avrenning. 


Tabell 14 – Oppsummering av kvartærgeologiske verneverdiar i Buerdalen. 


Storformer 

år BP 

Notidsform/ 

fossilform 

V-dal / kanyondal Langs dalsiden begge sider >10 Aktiv N/F B 

U dal /fjord Heile dalen 1 >10000 F C 

Basseng / terskel Ved Buervatn 1 >10000 F B 


Støytlesideforemer Dalbotnen >10 150 N/F B 

Sub glasiale 

moreneformer 

Randmorene 

Dalbotne og ved Buervatn >10 150 N/F C 

Vest for Buergard, ved Buervatn og framfor 

Buerbreen 

>10 150 N/F B 

Drumlin/kames Framfor Buerbreen 2 150 F C 


Sandur Dalbotnen ovanfor Buergard 1 Aktiv N/F B 


Delta Sandvinvatnet 3 Aktiv N B 

Elvevifte Langs båe dalsider >10 Aktiv F B 


Terrasser Nist i dalen 2 10 000 F C 



Rasskar/snøskredbane Båe sider av dalen >10 Aktiv N A 

Talus (ur) Begge sider av dalen. >10 Aktiv N A 

Andre Ved Buer gard 1 ? F B 

Snøskredvifte Ved Langgrø 2 Aktiv N A 



side 58

Tabell 15 – Summering av verneverdiar i Buerdalen 



Sum A (A = (nA x 6) 18 

Sum B (B = (nB x 4) 40 

Sum C (C = (nC x 2) 8 





Mangfaldet av landformer kombinert med enkelte svært flotte lokalitetar gjer at Buerdalen 

har høg verneverdi. Dalen er kortare enn mange av dei andre dalane vurdert i denne 

rapporten og kjem difor noko dårlegare ut. Skråningsprosessar saman med glasiale 

prosessar er svært aktive i dalen i dag. Dette gjer at dalen i seg sjølv har høg verneverdi, då 

den er godt eigna for ekskursjonar og feltkurs. 

side 59

14.0 Konklusjon 


Det vart gjort fire ulike rangeringar av dei ulike dalane ut frå fire parameter. Total verneverdi 

er den fyrste klassifiseringa. Her kjem Sandvikedalen ut som den klare vinnaren (tabell 16). 

Det er heller ingen tvil ut frå kartleggingsarbeidet at denne dalen har svært mange 

verneverdige landformer (tabell 17). Problemet med rangeringa er at dei relativt korte dalane 

kjem dårleg ut i høve til dei lange. For å løysa dette freista me å kvantifisere lengda på dalen 

mot verneverdien. Då scorar dei korte dalane høgt (tabe ll 18). Tettleiken på verneverdige 

landformer er ein interessant parameter. I høve til vitskapleg og pedagogisk interesse er 

dette svært positivt. Korleis denne parameteren skal takast omsyn til i den endelege 

rangeringa er vanskeleg å vurdere. 

Tabell 16 – Rangering etter total verneverdi for kvar dal. 

Rangering Dal Total sum Mangfald Sum/km 

1 Sandvikedalen 100 19 7,7 

2 Furubergdalen 96 22 10,1 

3 Enesdalen 94 21 10,2 

4 Bondhusdalen 90 22 10,5 

5 Muradalen 80 20 19,5 

6 Buerdalen 76 17 15,2 

7 Raunsdalen 72 17 20,5 

8 Guddal 68 17 10,4 

I tabell 17 er det gjort ein rangering av dalane etter mangfald av landformer. Denne 

rangeringa gjev eit dårleg bilete då alle dalane har mykje dei same landformene utvikla på 

forskjelleg måte. Ein dal med fjorddelta vil difor score høgare enn ein dal utan, sjølv om 

mangfaldet av former elles er større. I område med godt utvikla blokkhav og alpine 

restformer, som kring Rosendal, vil poengfordelinga verte noko skeiv. 

Tabell 17 – Rangeringa av daler i høve til mangfaldet av verneverdige landformer i kvar dal. 




2 Enesdalen 94 21 10,2 

3 Muradalen 80 20 19,5 


5 Guddal 68 17 10,4 

5 Buerdalen 76 17 15,2 


side 60


Tabell 18 – Rangering av daler i høve til tettleik av verneverdige landformer. Total verneverdi vert delt på antal 

kilometer. 



2 Muradalen 80 20 19,5 

3 Buerdalen 76 17 15,2 


5 Guddal 68 17 10,4 

6 Enesdalen 94 21 10,2 



Etter vårt syn er den mest objektive måten å rangere dalane på ei samanstilling av alle dei 

ulike parametrane. Dette er gjort i tabell 19 og er etter vårt syn den beste måten å range 

dalane på. Som ein ser av tabellen er det delt andre plass og delt femte plass. Ved å rekne 

på denne måten vert alle momenta kring verneverdi, mangfald av landformer og lengde på 

dalen teke med i avgjerda. Såleis sikrar ein også dei dalane med høgast pedagogisk 

potensiale. Ein dal si vitskaplege interesse vert ikkje fullt ut fanga opp gjennom 

kvantifiseringa. 

Tabell 19 – Rangering av daler der alle plasseringar er summert og delt på tre. 

Rangering Dal Summering av plasser Sum 

1 Bondhusdalen/Fynderdalen 4+1+4/3 3 

2 Muradalen 2+4+5/3 3,6 

2 Furubergdalen 7+2+2/3 3,6 

3 Enesdalen 6+3+3/3 4 

4 Sandvikedalen 8+5+1/3 4,6 

5 Buerdalen 3+7+6/3 5,3 

5 Raunsdalen 1+8+7/3 5,3 

6 Guddal/Hilldal 5+6+8/3 6,3 

side 61

15.0 Folgefonnhalvøya - eit vitskapleg viktig område 

15.1 Kvifor er det viktig å forstå Folgefonna? 


Folgefonna er på mange måtar ein avvikande bre. Den er ein av Noregs mest maritime brear, 

og både når den rykker fram og storleiken på framstøyta er delvis ute av fase med andre 

norske brear. Kvifor Folgefonna skil seg frå dei andre breane er dårlig forstått, og det føregår 

for tida et større forskingsprosjekt (NORPEC) finansiert av Norges forskningsråd (NFR) for 

mellom anna å betre denne forståinga. Ved å rekonstruere korleis Folgefonna har fluktuert i 

Holosen og kombinere dette med gode sommartemperaturkurver frå Folgefonnhalvøya håper 

ein gjennom NORPEC å komme fram til korleis endringar i vinternedbøren har variert. 

Lukkast ein med dette vil ein samtidig truleg komme eit godt stykke vidare i arbeidet med å 

forstå kvifor Folgefonna skil seg frå andre norske brear. 

15.2 Vitskaplege interessante observasjonar i høve til vern. 

I kapittel 2.3 vart det gitt ei oppsummering av tidlegare arbeid i regionen, og kort referert til 

den vitskapelege debatten som for tida føregår om når og korleis Hardanger vart deglasiert 

på slutten av siste istid (Helle et al. 1997, 2000; Bakke 2000, Mangerud 2000). I denne 

rapporten gjengis det ei rekkje feltobservasjonar av til dømes randmorenar og fjorddelta som 

er av interesse for denne debatten. Randmorenar og fjorddelta som i seg sjølv kanskje ikkje 

er naudsynt å verna, men som er viktig i ein vitskapleg kontekst. Frå ein naturvitskapleg 

ståstad er det derfor viktig at flest mogleg av randmorenane og fjorddeltaene blir gitt ei eller 

annen form for vern. I høve til denne rapporten gjeld det alle dei ytste randmorenane og 

glasifluviale avsetningane i enden av kvar dal. 

side 62

16.0 Referanseliste 


Andersen, B.G. 1980: The deglaciation of Norway after 10 000 BP Boreas. 9, 211-216. 

Andersen, B. G., Mangerud, J., Sørensen, R., Reite, A., Sveian, H., Thoresen, M. & 

Bergstrøm, B. 1995: Younger Dryas ice-marginal deposit in Norway. Quarternary International 28, 147-169. 

Anundsen, K. 1977: Sediments, pollen and diatoms from two basins in south-western Norway. Reports from the 

Department of Geology, University of Trondheim, the Norwegian Institute of Technology I. 43 pp 

-1978: Marine transgression in Younger Dryas in Norway. Boreas 7, 49-60. 

-1985: Changes in shorelevel and ice-front position in Late Weichsel and Holocene, southern Norway. 

Norsk geografisk Tidsskrift 39, 205-225. 

Anundsen, K. & Fjeldskaar, W. 1983: Observed and theoretical late Weichselian shore-level changes related to 

glacier oscillations at Yrkje, southwest Norway. In Schroeder-Lanz, H (ed.): Late- and Postglacial Oscillations 

of Glaciers: Glacier and Periglacial Forms, 133-170. A. A. Balkema, Rotterdam. 

Anundsen, K. & Simonsen, A. 1967: Et Preborealt fremstøt på Hardangervidda og i området mellom 

Bergensbanen og Jotunheimen. Universitetet i Bergens Årbok, Matematisk Naturvitenskapelig Serie A 1967, 7, 

42 pp. 

Askvik, H. 1995: Oversikt over Norges Prekambriske og Paleozoiske berggrunn. Tekst til G - 103. Historisk 

geologi. Geologisk institutt. Universitetet i Bergen, 1-75. 

Bakke, J., Dahl, S. O. & Nesje, A. 2000: Reconstruction of Younger Dryas and Holocene glacier fluctuations 

and paleoclimate at Folgefonna, Southwestern Norway. Geonytt 1, 2000. 

Birks, H. J. B. 1993: Is the hypothesis of survival on glacier nunataks necessary to explain the present-day 

distribution of Norwegian mountain plants? Phytocoenologia 23, 399-426. 

Birks, H. H., Lemdahl, G., Svendsen, J. I. & Landvik, J. Y. 1993: Paleaoecology of a late-Allerød peat bed at 

Godoy, western Norway. Journal of Quartenary Science, 8, 147-159. 

Bjelland, T. 1998: Rekonstruksjon av bre- og skredaktivitet i Buerdalen. Hovudfagsoppgåve i naturgeografi, 

Institutt for geografi. Universitetet i Bergen. 

Blikra, L.H. 1994: Postglacial colluvium in western Norway. Sedimentology, geomorphology, and 

palaeoclimatic record. Dissertation for Doctor Scientarium Degree in Geology/Sedimentology. Geologisk 

Institutt, Universitetet i Bergen. 

Elgersma, A. 2000: Evaluering av opplevingskvalitet i utvalde dalføre på Folgefonnhalvøya. NJOS-rapport 7. 

Elgersma, A. 2000: Skildringar av lanskapsunderregioner i Hardanger og delar av Sunnhordaland. NJOSrapport 

8. 

Follestad, B. A. 1972: The deglaciation of the south-western part of the Folgefonna peninsula, Hordaland. 

Norges geologiske Undersøkelser 280, 31-64. 

Fægri, K. 1940: Quartärgeologicshe Untersuchungen im westlichen Norwegen. II. Zur spätquartären Geschichte 

Jærens. Bergen Museums Årbok 1939-40, naturvitenskaplig rekke 7, 201 pp. 

Gjessing, J. 1978: Norges Landformer. Universitetsforlaget. 

Hagen, J. O., Liestøl, O., Sollid, J. L., Wold, B. & Østrem, G. 1993: Subglacial investigations at 

Bondhusbreen, Folgefonni, Norway. Norsk geografisk Tidsskrift 47 , 117-162. 

Hamborg, M. 1983: Shore-lines and deglaciation in the central part of Hardanger, western Norway. 

Norges geologiske undersøkelse 387, 39-70. 

Hamborg, M. & Mangerud, J. 1981: A reconstruction of ice movement directions during the Late 

Weichselian in Samnanger and Kvam, Hordaland, Western Norway. Norges Geologiske Undersøkelse 369, 77- 

98. 

Helle, S. K., Anundsen, K., Aasheim, S. & Haflidason, H. 1997: Indications of Younger Dryas marine 

transgression in inner Hardanger, Western Norway. Norsk geologisk Tidsskrift 77, 101-117. 

Helle, S. K., Rye, N. & Stabell, B. 2000: Shoreline displacement and fault activity in the Hardangerfjord, 

western Norway, after the deglaciation. Geonytt 1, 2000.. 

Holtedahl, H. 1967: Notes on the formation of fjords and fjord-valleys. Geografiska Annaler 49A, 188-203. 

-1975: The geology of the Hardangerfjord, Western Norway. Norges geologiske Undersøkelse 323, 1- 

87. 

Hunnes, O. & Anundsen, K. 1985: Forslag til kvartærgeologiske verneverdige objekt/områder i Hordaland. 

Avdelingen fo naturvern og friluftsliv rapport T-614. 

Kaland, P. E. 1984: Holocene shore displacement and shorelines in Hordaland, western Norway. Boreas 13, 

202-242. 

Kaldhol, H. 1941: Terrasse- og strandlinjemålinger fra Sunnfjord til Rogaland. 206 pp Hellesylt. 

Kvamme, M. 1993: Holocene forest limits fluctuation and glacier development in the mountains of Southern 

Krzywinski, K. & Stabell, B. 1984: Late Weichselian sea level changes at Sotra, Hordaland, western Norway. 

Boreas 13, 159-202. 

side 63


Lidmar-Bergström, K., Ollier, C. D., Sulebak, J. R. 2000: Landfroms an uplift history of southern Norway. 

Global an Palanetray Change 24, 2000, 211-231. 

Larsen, E., Eide, F., Longva, O. & Mangerud, J. 1984: Allerød-Younger Dryas climate inferences from cirque 

glaciers and vegetational development in the Nordfjord area, western Norway. Arctic and Alpine Research 16, 

137-160. 

Liestøl, O. 1962: Et senglacialt brefremstøt ved Hardangerjøkulen. Norsk Polarinstitutt Årbok 1962, 132-139. 

Mangerud, J. 1970: Late Weichselian Vegetation and ice-front oscillations in the Bergen district, western 

Norway. Norsk geografisk Tidsskrift 24, 121-148. 

Mangerud, J., Larsen, E., Longva, O. & Sønstegaard, E. 1979: Glacial history of western Norway 15 000-10 

000 BP. Boreas 8, 179-187. 

Mangerud, J. & Skreden, S. A. 1972: Fossil ice wedges and ground wedges in sediments below the till in Voss, 

Western-Norway. Norsk gologisk Tidsskrift 52, 73-96. 

Mangerud, J. 2000: Was Hardangerfjorden, western Norway, glaciated during the Younger Dryas? Norsk 

Geologisk Tidskrift Vol. 80, Nr 3, 2000, side 229-234 

Moe, B., Sætersdal, M. & Flatabø, G. 1994: Norsk malurt, Artemisia norvegica, funnet i Jondal i Hardanger. 

Blyttia nr 1, 1994. 

Norges geologiske undersøkelse 1967: Preliminært berggrunnskart, Odda - 1: 50 000. Norges geologiske 

undersøkelse. 

Porter, S. C. 1986: Pattern and forcing of northern hemisphere glacier variations during the last millennium. 

Quaternary Research, 26, 27-48. 

Pytte, R. 1969: Glasiologiske undersøkelser i Norge 1968. NVE rapport 5. 

Reite, A. J. 1968: Lokalglaciasjon på Sunnmøre. (On the mountain glaciation of Sunnmøre West Norway). 

Norges geologiske undersøkelse 247, 262-287. 

Rekstad, J. 1905: Iagttagelser fra Folgefonnens bræer. Norges geologiske Undersøkelse, aarbog 4. 

Rye, N. 1970: Einergrein av Preboreal alder funnet i israndavsetning i Eidfjord, Vest-Norge. Norges geologiske 

Undersøkelser 266, 246-251. 

Ryvarden, L. & Kaland, P. E. 1968: Artemisia norvegica Fr. funnet i Rogaland (foreløpig meddelelse). Blyttia 

26, 75-84. 

Sexe, S. A. 1864: Om Sneebræen Folgefond. Universitetsprogram for annet halvår 1864. Christiania. 

Sandvold, S. & Simonsen, J. R. 1999: Folgefonna nasjonalpark – Førebels konsekvensutgreiingsprogram 1999. 

Fagområde: Kvartærgeologi, Fylkesmannens Miljøvernavdeling Hordaland. 

Simonsen, J. 1999: Rekonstruksjon av bre og klimahistorie i Bondhusdalen. Hovedfagsoppgave i naturgeografi. 

Institutt for geografi, Universtietet i Bergen. 

Sindre, E. 1980: Late Weichselian ice-front oscillations in the Hardanger-Sunnhordland District, West Norway. 

Continental Shelf Institute (IKU), publ. No 102, 16pp. 

Svendsen, J. I. & Mangerud, J. 1987: Late Weichselian and Holocene sea-level history of a cross-section of 

western Norway. Journal of Quarternary Science, 113-132. 

Sønstegaard, E., Aa, R., & Klakegg, O. 1999: Younger Dryas glaciation in the Ålfoten area, western Norway, 

evidence from lake sediments and marginal moraines. Norsk Geologisk Tidsskrift, Vol. 79, 33-45. 

Thoresen, M. 1991: Nasjonal atlas for Norge; Jordarter ISBN 82-90408-19-6 Jordarter. Statens kartverk. 

Torsnes, I. 1991: Jostedalsbreen under “Den vesle istid” og i dag. Thesis University of Bergen. 

Tvede, A. 1972: En glasio-klimatisk undersøkelse av Folgefonni. Hovedfagesoppgave i geografi. Geografisk 

institutt, Universitetet i Oslo. 

-1973: Folgefonni - en glasiologisk avviker. Naturen 1, 11-16. 

-1994: Blomsterskardsbreen, Folgefonni. En oversikt over breens variasjoner i nyere tid. NVE rapport 

nr. 22. 

-in prep: Den store fonna. Om glasiologi, hydrologi, klima og vasskrafta. Folgefonna og fjordbygdene . 

Tvede, A. & Liestøl, O. 1977: Blomsterskardsbreen, Folgefonni, mass balance and recent fluctuations. Reprint 

from Norsk Polarinstitutt Årbok 1976, 225-234. 

Undås, I. 1944: Sørfjordbygdene i seinglasial og postglasial tid. In: Festskrift til Ullensvang Hagebrukslag 

1897-1947. Bergen. 

Wefring, B. 1997: Postglasiale skredprosesser langs Sørfjorden, Hardanger, Vest-Norge. Hovedfagsoppgave i 

geografi, Institutt for geografi, Universitetet i Bergen. 

Aa, A. R. 1996: Topographic control of Equilibrium-line altitude depression on reconstructed "Little Ice Age" 

glaciers, Grovabreen, Western Norway. The Holocene 6, 82-89. 

Aa, R. & Sønstegaard, E. 1987: Elvekrok BDE 085086, kvartærgeologisk kart - M. 1:20 000. Norges 

geologiske undersøkelse. 

Aarseth, I. & Mangerud, J. 1974: Younger Dryas end moraines between Hardangerfjorden and Sognefjorden, 

Western Norway. Boreas 3, 3-22. 

side 64


Aarseth, I., Austbø, P.K. & Risnes, H. 1997: Seismic Stratigraphy of Younger Dryas ice-marginal deposits 

inwestern Norwegian fjords. Norsk geologisk tidsskrift 77, 65-85. 

side 65

Vedlegg nr 0 

Teiknforklaring til dei kvartærgeologiske karta 

Morenedekke, tjukt 

Morenedekke, tynt 

Endemorene 

Morene frå botnbre 

Marint materiale 

Fluvialt materiale 

Glasifluvialt materiale 

Skredmateriale, tjukt dekke, --- = avgrensing 

Skredmateriale, tynt dekke 

Organisk materiale (myr) 

Blokkhav, stadeigent (alloktont) 

Blokkhav, ikkje stadeigent (autoktont) 

Bart fjell 

Faste snøfenner 

Vifter (ca. storleik), 

Raviner 

Kanyon 

Terrassar 

Iskontakt 

Skredvoll 

* = snøskred

Les meir om kvartærgeologi

Create successful ePaper yourself

Delete template?

Save as template?