2 Om kvikkleire og kvikkleireskred
2.1 Generelt om kvikkleire
Kvikkleire er betegnelsen på en spesiell type leire som ved overbelastning kan kollapse og bli tyntflytende. Kvikkleire forekommer primært i Norge og Sverige, men finnes også i Finland, Russland, Canada og Alaska. Under gis en kort innføring i hva kvikkleire er, hvor den finnes, og ulike typer kvikkleireskred.
2.1.1 Leire og kvikkleiredannelse
«Leir» er jordpartikler som er mindre enn 0,002 mm. Partiklene er så små at de ikke kan kjennes hvis man tar et leirkorn mellom fingrene, og man kan ikke se dem uten et kraftig mikroskop. Leirpartiklene er vanligvis formet som tynne flak. Hvis flakene avsettes i ferskvann, vil de legge seg oppå hverandre (flate mot flate) slik at strukturen blir relativt tett. Avsettes flakene i sjøvann, vil strukturen bli ganske annerledes. Det salte vannet gjør at kantene og flatene på flakene får ulik elektrisk ladning. Dermed vil flakene bygges med kant mot flate, siden disse tiltrekkes av hverandre. Det oppstår da en «korthusstruktur» (figur 2.1 A). Denne strukturen er mye mer åpen enn når leirpartikler avsettes i ferskvann, og hulrommene inneholder derfor mer vann. Strukturen er likevel stabil så lenge det er saltvann mellom flakene.
Figur 2.1 Kornstruktur i kvikkleire før og etter et skred.
Kilde: Figur modifisert etter Reite, Sveian, & Erichsen (1999).
«Leire» er en jordart, og inneholder minst 30 prosent leirpartikler. Det vil si at leire kan inneholde mye silt og sand i tillegg til leir. Dersom leirfraksjonen er 15-30 prosent betegnes jordarten fortsatt som leire, men da med et adjektiv som angir andre fraksjoner, for eksempel siltig leire. Marin leire ble opprinnelig avsatt på sjøbunnen under og etter siste istid, og denne sjøbunnen er i dag tørt land på grunn av landhevningen. Ferskt grunnvann begynte etter hvert å sive gjennom den marine leira. I vanlig sjøvann er saltinnholdet 35 gram per liter. Hvis saltinnholdet i vannet i hulrommene til den marine leira blir under 2 gram per liter, vil bindingskreftene bli svekket, og kvikkleire kan dannes. Å erstatte saltvann med ferskvann i den marine leira er noe som tar svært lang tid (mange hundre til flere tusen år), siden leirpartiklene er så små og leira er veldig tett. All marin leire er derfor ikke kvikk. Noen steder i terrenget er det likevel større sjanse for at saltet blir vasket ut enn andre steder, men dette er i stor grad avhengig av de lokale geologiske forholdene og grunnvannsgjennomstrømningen (figur 2.2). Kvikkleire blir ofte dannet i lommer eller lag i grunnen, og i skråninger ned mot elver eller sjøer. Hvis leira inneholder tynne lag av grovere materiale som silt eller sand, kan utvaskingen skje raskere. Også i nærheten av berg vil det ofte dannes kvikkleire.
Kvikkleire kan være ganske fast, men når den blir belastet for mye, vil strukturen kollapse, og et skred kan utløses. Siden hulrommene mellom leirpartiklene er relativt store i den marine leira, og disse er fylt med vann, vil kvikkleira i omrørt tilstand være flytende (figur 2.1 B og C).
Figur 2.2 Skisse over hvor kvikkleire ofte dannes: inn mot fjellsida, over oppstikkende berg og i skråning ned mot sjø (samme prinsipp i skråning ned mot elv/bekk). Dette er i stor grad avhengig av hvordan grunnvannet beveger seg lokalt og kan vaske ut salt. Pilene viser grunnvannets strømning gjennom oppsprukket berg og løsmasser.
Kilde: Figur fra NVE (2020).
Kvikkleire er ikke et endelig stadium. Ved videre utvasking kan andre, mer stabiliserende ioner tilføres kvikkleira gjennom grunnvannet, og igjen gjøre leira mer stabil. Nær terrengoverflaten utvikles ofte en flere meter tykk tørrskorpeleire som ikke er kvikk. Tørrskorpeleira er som oftest avgrenset ned til et nivå noe under normal grunnvannsstand.
2.1.2 Hvor og hvordan finner man kvikkleire
Kvikkleire finner man kun steder som ligger lavere i terrenget enn «marin grense». Marin grense (MG) er det høyeste nivået havet nådde etter siste istid. Denne høyden varierer avhengig av hvor mye landet ble presset ned i ulike deler av Norge (for eksempel 205 moh. på Gardermoen, 175 moh. i Trondheim og kun få moh. på Jæren). Marin leire finnes i kategorien «Hav- og fjordavsetninger» på løsmassekart (NGU, 2022b). Man kan også finne marin leire under andre typer løsmasser, forutsatt at man befinner seg lavere enn marin grense.
Kvikkleire er i utgangspunktet fast og kan derfor være uproblematisk så lenge den ligger uforstyrret i grunnen. Siden kvikkleire kollapser hvis den blir overbelastet, er det viktig å kartlegge hvor den finnes. Først kartlegger man hvor man har marin leire, deretter gjør man grundige undersøkelser av egenskapene til leira. Dette kan gjøres ved å utføre geotekniske sonderinger som vil kunne indikere hvor det kan finnes kvikkleire. Dreiesondering, dreietrykksondering og totalsondering er konvensjonelle geotekniske sonderingsmetoder som benyttes både for grov og mer detaljert kartlegging av kvikkleire. Dreiesonderinger er i dag utfaset, men kan eksistere i data fra eldre undersøkelser.
Sondermetodene suppleres ofte med trykksondering (CPTU), prøvetaking og poretrykksmålinger, for å framskaffe materialparametere. Vingeboringer kan også gi informasjon om forekomst av kvikk eller sensitiv leire in situ (på stedet), men metoden er beheftet med flere usikkerheter. For å få en sikker påvisning av kvikkleire må man ta opp uforstyrrede prøver som analyseres i laboratorium. Det vises til NGF-veileder 12 «Veiledning for detektering av sprøbruddmateriale» for ytterligere beskrivelse av de ulike metodenes egnethet for detektering av kvikkleire (Norges geotekniske forening, 2019).
Den geotekniske definisjonen på kvikkleire er tradisjonelt at skjærfastheten til omrørt leire er mindre enn eller lik 0,5 kPa (kN/m2), dvs. at den tåler lite belastning og er omtrent som syrnet melk i konsistens. Høy sensitivitet og lavt saltinnhold er også indikasjoner på kvikkleire. NVE har en mer konservativ tilnærming til potensielle områdeskred i leirområder, og bruker begrepet «sprøbruddmateriale» for leire som har omrørt skjærfasthet mindre enn eller lik 2 kPa (NVE, 2020). Kvikkleire er et sprøbruddmateriale.
Selv om det i hovedsak er geotekniske grunnundersøkelser som brukes for å kartlegge kvikkleire, kan også kombinasjonen av ulike kartleggingsmetoder gi et mer helhetlig bilde av grunnforholdene. Av geofysiske metoder er resistivitetsmålinger (elektriske motstandsmålinger) mest egnet (Norges geotekniske forening, 2019) (NGU, 2022g). Metoden baserer seg på ulike materialers elektriske ledningsevne. For eksempel vil saltholdig marin leire ha svært god ledningsevne (resistivitet lavere enn cirka 10 Ωm), mens utvasket marin leire vil ha noe dårligere ledningsevne (det vil si høyere resistivitet, cirka 10-100 Ωm). Grove masser og berggrunn vil vanligvis ha svært dårlig ledningsevne og dermed høy resistivitet (opptil flere tusen Ωm) (figur 2.3). Data kan gi informasjon om utbredelsen av ulike typer sedimenter, deres fordeling, egenskaper og eventuelt lagdeling (i grov skala), og indikasjoner om dybde til berg. Informasjon om oppstikkende berg og/eller andre type løsmasser enn kvikkleire, vil være svært nyttig for å forstå dreneringsforholdene og utstrekningen av et eventuelt skred.
Figur 2.3 ERT-profil (NGU) fra Melhus i Trøndelag tolket sammen med geotekniske data (Multiconsult og Scandiaconsult).
Kilde: Figur modifisert etter Sandven & Solberg (2014).
Den elektriske resistiviteten kan måles i laboratoriet, ved punktmåling i bakken som en del av en trykksondering (RCPTU), som måling på bakken (ERT), eller som elektromagnetisk måling fra luften (AEM). ERT og AEM gir et kontinuerlig bilde av grunnforholdene. Det er stor forskjell i detaljgraden til resultatene fra disse ulike måtene å måle resistivitet på.
Resistivitetsmetoden er et nyttig supplement til, men ikke en erstatning for, geotekniske undersøkelser, og gir god informasjon om grunnforholdene mellom borehull. Dataene gir også innspill til gunstige borelokaliteter.
Andre geofysiske metoder som seismikk kan gi nyttig informasjon om lagdeling og mektighet til løsmasser, samt bergtopografi under løsmassene og bergets beskaffenhet. Georadar egner seg godt til å kartlegge sand- og grusavsetninger som ligger over leire, og grunnvannsnivået i grove avsetninger. Georadar kan ikke gi informasjon om leire som har høyt vanninnhold, eller hva som eventuelt ligger under leira.
2.1.3 Kvikkleireskred
Det kan gå skred i leire som ikke er kvikk. Disse vil som regel få begrenset omfang, for eksempel ved at en skalk sklir ut. Et slikt skred kan likevel være en forløper for et større skred, dersom det blottlegger kvikkleire i bakkant. Beliggenhet og omfang av kvikkleire vil påvirke skredmekanismene videre.
Det er hovedsakelig to typer kvikkleireskred: bakoverforplantende (retrogressivt) skred og flakskred. Dersom det er tykke kvikkleirelag og skredet utløses i skråningsfoten, vil det ofte bli en retrogressivbruddutvikling (figur 2.4 A). Dette er utglidninger som forplanter seg bakover i terrenget, som regel med rotasjon. Når en skalk sklir ut, omrøres og renner ut av gropa, vil en ny ustabil bakkant bli blottlagt. Hvis grunnen består av mye kvikkleire, kan skredet utvikle seg svært raskt bakover og sidevegs, og store områder kan skli ut.
Flakskred kan oppstå der grunnen består av et tynt kvikkleirelag med mindre sensitive masser over (figur 2.4 B). Når kvikkleirelaget kollapser sklir et stort flak ut på den omrørte leira. Flakskred kan starte ved overbelastning langt oppe i et hellende terreng, eller utløses i skråningsfoten.
Figur 2.4 Eksempler på skredtyper i kvikkleire. A: bakoverforplantende (retrogressivt) skred. B: flakskred.
Kilde: Figur etter Highland & Bobrowsky (2008).
Ved store skredhendelser kan det være en kombinasjon av skredmekanismer.
Et kvikkleireskred kan utvikle seg på ulike måter avhengig av terreng, kvikkleiras beliggenhet i bakken, og relasjon til andre avsetninger eller berggrunnen. Hvor og hvordan kvikkleira ligger i bakken har betydning for type skredmekanisme.
Kvikkleireskred kan ofte ha en skålformet skredgrop med bratte skredkanter. Bakoverforplantende (retrogressive) kvikkleireskred kan ha pæreformet skredgrop med smal skredport som massene renner ut av. Men et kvikkleireskred kan også ha en vid skålform med bred skredport. Selv om et skred har gått, betyr ikke det at all kvikkleira har rast ut. Det kan finnes mer kvikkleire i området rundt skredgropa. Et skred stopper opp fordi det treffer på mindre sensitiv leire, grove masser eller berg, eller fordi terrengforholdene sørger for dette.
Selv på nesten flatt terreng vil den tynne leirsuppa i et kvikkleireskred kunne oppnå ganske høy hastighet.1 Etter at strukturen i leira har kollapset, vil leirflakene legge seg flatt oppå hverandre. Når de omrørte skredmassene har kommet til ro og overskuddsvannet er drenert ut, vil det derfor ikke lenger være en korthusstruktur i leira (figur 2.1 D). Det kan ligge igjen skredmasser i gropa, for eksempel omrørt leire, rester av tørrskorpeleira og leirblokker som ikke er omrørt. Hvor langt skredmassene blir transportert, er avhengig av terrenget i utløpsområdet, hvor stor del av de utraste massene som er kvikkleire og hvor tyntflytende den omrørte kvikkleira er.
2.2 Årsaker til kvikkleireskred
Før moderne tid var erosjon i vassdrag en av de vanligste årsakene til kvikkleireskred. Spor etter gamle kvikkleireskred er vanlig i områder som ligger lavere enn marin grense, og slike skredhendelser har vært og er en naturlig del av landskapsutviklingen. I nyere tid er menneskelig påvirkning en av de vanligste årsakene til utløsning av kvikkleireskred.
Helt avgjørende for å redusere antall skredhendelser i kvikkleire er å unngå å utløse initialskredene, enten de er menneskeskapte eller naturlig utløste. Når et kvikkleireskred først starter, stopper det ikke før det treffer på mindre sensitiv leire, grove masser eller berg, eller fordi terrengforholdene sørger for dette. I forbindelse med planlegging og gjennomføring av byggetiltak er det derfor viktig å avklare hvilke type hendelser og tilleggsbelastninger som kan utløse skred, og hvilke tiltak og forholdsregler som eventuelt må iverksettes for å unngå dette. Som forebygging av naturlig utløste skred vil sikring mot erosjon og håndtering av overvann være viktig.
Alle skredtyper har bakenforliggende årsaker som er geologiske, morfologiske eller fysiske, i tillegg til at også menneskelige faktorer kan forårsake skred i et område (Cruden & Varnes, 1996). Dette gjelder også kvikkleireskred, og en grunnleggende faktor er tilstedeværelse av kvikkleire. Ofte er det en kombinasjon av årsaker som fører til at det går et skred. I det følgende gjennomgås noen skredårsaker og -mekanismer for kvikkleireskred.
2.2.1 Terrengendringer – naturlig erosjon og menneskeskapte endringer
De fleste naturlige leirskråninger uten aktiv erosjon er stabile og har en viss margin mot brudd. Dette gjelder også områder der det finnes kvikkleire. De sklir ikke ut uten at den naturlige likevekten blir forstyrret. Moderat erosjon med en liten utglidning ned mot en bekk trenger ikke ha store konsekvenser, men kan i noen tilfeller være en forløper til et større skred. For at et skred skal gå, må kvikkleira overbelastes på en slik måte at strukturen i leira kollapser. I tillegg må det være nok høydeforskjeller til at kvikkleira kan rase ut.
En slik overbelastning til brudd med skred som konsekvens kan typisk skyldes at man graver for dypt eller i for bratt terreng, at masser flyttes på eller at det fylles opp for høyt. En oppfylling som fører til overbelastning kan skje både på kanten av skråningen, men også et stykke inn på det bakenforliggende området.
Graving i bunnen av en skråning kan føre til utglidning. Graving fjerner sidestøtte og det kan innebære en overbelastning. Graving kan foregå maskinelt, eller det kan skyldes erosjon i vassdrag (figur 2.5). Erosjon er en naturlig prosess og en del av landskapsutviklingen. En grunn utglidning trenger ikke involvere omrøring av kvikkleire, men dersom utglidningen fører til at likevekten i skråningen blir forstyrret samtidig som det finnes kvikkleire i bakkant, kan den oppståtte ustabiliteten føre til at skredet utvikler seg retrogressivt. Dersom det bakenforliggende kvikkleirelaget er tynt, kan et brudd forplante seg i det tynne (ofte nesten horisontale) laget og føre til et flakskred. Et skred kan forplante seg langt bakover i nesten flatt terreng hvis grunnforholdene tillater det.
Figur 2.5 A og B: Erosjon i vassdrag er en naturlig del av landskapsutviklingen. I noen tilfeller kan små utglidninger fungere som initialskred for større skred. C: Overflateskred i leire som følge av høy nedbørintensitet.
Foto A og B: I.L. Solberg, NGU. Foto C: E.D. Haugen, NVE.
2.2.2 Økt poretrykk og grunnvannserosjon
Grunnvann som følger permeable lag i bakken, kan gi erosjon der det kommer ut i skråninger. Lagene kan være siltige/sandige lag i en leiravsetning. Der lagene føres ut i dagen i en skråning kan det oppstå grunne utglidninger, som igjen kan føre til større skred. Dersom de permeable lagene tynnes ut og stopper inni leiravsetningen, kan det i noen tilfeller oppstå et høyt poretrykk som overbelaster den omkringliggende leira. Dette gjelder spesielt der det er artesiske grunnvannsforhold (for eksempel (Carson, 1981); (Solberg, 2007)).
Økning av poretrykk i leira kan skje også ved økt last oppå leira. Poretrykket vil utjevnes og minke over tid dersom lasten blir stående. Derfor går skred som direkte konsekvens av pålastning på skråningstopp kort tid etter utleggingen, og ikke lang tid etter siden poretrykket da har jevnet seg ut. Dersom det over leira ligger grove avsetninger som sand eller grus, eller mye snø, kan vannmetning ved mye nedbør gi en belastning på leira og økt poretrykk. Gjennom århundrene har trolig nedbør belastet naturlige skråninger på samme måte uten at de har gått til brudd. Er imidlertid situasjonen i skråningen endret ved menneskelige inngrep eller erosjon, kan belastningen fra vannmetning og poretrykk bli for høy og det kan oppstå brudd.
I leire vil grunnvannsstanden potensielt øke ved langvarig og kraftig regn, men leira er svært tett og responderer sent. Om det er oppsprukken tørrskorpe eller grovere lag på toppen av en leir-skråning, vil langvarig og kraftig regn øke vekten av de massene som mettes og dermed de drivende kreftene i skråningen. Virkningen er imidlertid ofte moderat om det er leire også i øvre lag, siden kapillærkreftene sørger for at det er mye vann i leira, selv i tørre perioder. Viktigere er det at poretrykket i leira økes ved tilførsel av store mengder vann over lang tid, det vil si at leirmineralene «presses fra hverandre» og mister sin styrke. Dette vil gjøre områder ekstra sårbare for skred i kombinasjon med graving eller erosjon.
2.2.3 Nedbør, snøsmelting og klimaendringer
Store nedbørmengder i form av regn er ofte utløsende faktor for jord- og flomskred i bratt terreng i morene eller andre grove avsetninger. I leirterreng vil store nedbørmengder som regn, eller kraftig snøsmelting, føre til en vannmetting av det øverste jordlaget, og fylle sprekker i underliggende tørrskorpeleire. Den «intakte» leira under vil respondere saktere, som nevnt over. Avrenning vil derfor oppstå relativt raskt i leirterreng, og nærliggende vassdrag vil dermed få større vannføring, vannhastighet og dermed økt erosjonspotensial. Utbygging som fører til flere tette flater, vil ha samme effekt.
Dannelse av kvikkleire er en prosess som tar svært lang tid, derfor vil ikke klimaendringer i form av flere kraftige regnskyll føre til at det på kort tid blir mer kvikkleire (NVE, 2021a). Klimaendringer i form av hyppigere og mer intens nedbør kan derimot ha en indirekte effekt ved at dette påvirker vannmetning i overflaten, vannføring og til slutt økt erosjon, noe som igjen kan føre til utløsing av flere kvikkleireskred (Hanssen-Bauer, et al., 2015). Det er likevel ikke mulig å beregne med stor sikkerhet i hvilken grad klimaendringer vil føre til flere episoder med vannføringer over kritiske verdier for erosjon.
2.2.4 Rystelser
Kraftige rystelser kan utløse kvikkleireskred. Rystelsene kan være naturlige fra jordskjelv eller de kan være menneskeskapte, for eksempel som følge av sprengningsarbeider. Sprengning kan i likhet med steinsprang gi nedfall av masser på kvikkleire og utløse skred. Denne virkningen av sprengning kan være viktigere enn selve rystelsene.
Temaet «Dynamiske påkjenninger og skredfare» er utredet i et NIFS2-prosjekt (NIFS, 2016). Rapporten vurderte effekten av jordskjelv, sprengning, vibrokomprimering, peling og anleggstransport.
Mennesker er følsomme for vibrasjoner og merker vibrasjoner i bakken og i boliger lenge før vibrasjonene har betydning for utløsning av skred eller for skade på bygninger. Sterkt forenklet settes komfortgrensen for maksimal vibrasjon i boliger til 0,5 mm/s. Det er hastigheten i vibrasjonene som merkes best for de aktuelle frekvensintervallene, derfor gis grensen i millimeter per sekund. Skader i bygninger oppstår i svært liten grad for vibrasjonshastighet mindre enn 20 mm/s ved sprengning. Utløsning av skred krever sterkere vibrasjoner enn de som kan gi skade på bygninger. I praksis skal frekvensveide grenseverdier benyttes, men de angitte grenseverdiene for maksimal vibrasjonshastighet gir størrelsesorden. Empiriske formler fra sprengning antyder at et konservativt realistisk estimat kan være at vibrasjonshastigheten avtar i størrelsesorden etter formelen 1/D der D er avstanden til sprengningen. Dobles avstanden halveres hastigheten (følt eller skadevoldende virkning).
2.2.4.1 Sprengning
Sprengning ble påpekt som medvirkende årsak til Ladehammerskredet i 1990. Dette skredet gikk ikke i særlig grad i kvikkleire, men i løse, siltige sedimenter ved Nidelvens utløp (L’Heureux, 2007). Skredene i Finneidfjord (1996) og i Sandnessjøen (1967) kan trolig også knyttes til sprengningsarbeid. Alle disse skredene skjedde i strandsonen der det har vært lag med løse siltige masser i tillegg til leire. Kollaps av de siltige lagene antas sentralt for skredårsaken. Erfaringen kan derfor ikke direkte overføres til kvikkleireskred, men indikerer at kvikkleire i kombinasjon med løse lag med grovere masser kan bli ustabile ved kraftige rystelser.
For å unngå skred i kvikkleire utløst av sprengning bør det installeres vibrasjonsmålere, og terskelverdier for tillatte vibrasjonshastigheter bør settes. Vibrasjoner kan reduseres ved å bruke mindre ladninger og ved tilpassede forsinkelser på noen millisekunder mellom tenning i hver av de mange borehullene i en salve. Dette er vanlig praksis.
Skredet i Kattmarka i Namsos i 2009 var forårsaket av sprengning, men ikke av rystelser fra sprengning. I Kattmarka ble det sprengt så tett på kvikkleira at selve sprengningen trykket bergveggen to meter ut i leira og omrørte denne. Det var før sprengningen ikke kjent at leira var så nær borehullene med sprengstoff på grunn av en ukjent bergtopografi med «overheng» utover leira under terreng (NTNU, 2009).
2.2.4.2 Rystelser fra anleggsarbeid og trafikk
Rystelser fra trafikk vil erfaringsmessig ikke kunne utløse kvikkleireskred. Svært tung anleggstrafikk kan være et unntak der vekt og vibrasjoner kombineres.
Skredet på Statland i 2014 gikk få timer etter komprimering med tung vibrovals. Undersøkelseskomiteen konkluderte med at vibrasjonen fra komprimeringen var hovedårsaken til skredet (NVE, 2014b). I den etterfølgende rettssaken ble dette ikke ansett som bevist, men hendelsen bør brukes som en advarsel mot bruk av tungt, vibrerende komprimeringsutstyr i områder med kvikkleire og løs silt. I Sverige er det konkludert med at flere skred skyldes vibrasjoner ved komprimering, men disse har vært i mettede, løse siltige og sandige masser, og ikke i kvikkleire. Det er foreslått å måle vibrasjoner under utførelse i utsatte områder og begrense vibrasjonshastigheten 7,5 meter unna kilden til 10 mm/s (NIFS, 2016). Skred i mettet silt og løs sand kan erfaringsmessig lettere utløses av vibrasjoner enn skred i leire.
Flere skred i kvikkleire er knyttet til anleggsarbeid som involverer peling. Et eksempel er Surteskredet i Sverige i 1950 der ett menneske omkom og 450 ble rammet ved at deres hus ble tatt (Jakobson, 1952). Bare minutter før skredet hadde et persontog med 800 passasjerer krysset skredområdet. Ramming av peler gir både massefortrengning og rystelser. Det er trolig massefortrengningen som er den største utfordringen. Utfordringen håndteres ved måling av poretrykk som input til stabilitetsberegninger slik at arbeidet kan stoppes om poretrykket blir for høyt.
2.2.4.3 Jordskjelv
Går en langt tilbake i tid er det sannsynlig at en del skred inklusive kvikkleireskred har vært utløst i Norge i forbindelse med jordskjelv (NVE, 2020). I nyere tid er det registrert svært få kraftige jordskjelv i Norge. Et skjelv skjedde i Rana-regionen den 31. august 1819 (Lurøy jordskjelv; Mw 5,8). Ifølge Furseth (2006), utløste jordskjelvet flere skred i sensitiv leire i Rana kommune. I Canada konkluderte undersøkelser etter «Binette Road»-skredet at kvikkleireskredet ble utløst av et moderat (magnitude Mw = 5,0) jordskjelv som rystet Ottawa-regionen den 23. juni 2010 (Perret, 2013). Skredet gikk cirka et døgn etter jordskjelvet. Omrørt skjærstyrke på glideplanet var svært lav, anslått til 0,07 kPa. Grensen for kvikkleire er definert til mindre enn cirka 0,5 kPa, så leira var i dette tilfelle svært kvikk.
Faren for kvikkleireskred i Norge grunnet jordskjelv er begrenset av den svært lave sannsynligheten for større jordskjelv. Trolig må vi opp i over magnitude Mw = 5 for å få kvikkleireskred. De samfunnsmessige konsekvensene av slike jordskjelv kan være større på andre områder enn på skredområdet.
2.2.5 Vannledninger og rør i bakken
Både trykkvannsrør, avløpsledninger og rør for overflatevann finnes nedgravd i, eller tett på, områder med kvikkleire. Brudd i en stor trykkvannsledning fører ofte med seg betydelig erosjon med relativt dype sår i terrenget. Dette kan starte skred og utgjør en potensiell risiko, spesielt i urbane områder med kvikkleire, siden skred i slike områder kan få store konsekvenser. Behovet for umiddelbar reparasjon kan også innebære graving og anleggsvirksomhet etter kun kort planlegging og vurdering. Utvalget mener denne problemstillingen krever særlig oppmerksomhet.
Det er ikke kjent at større kvikkleireskred er utløst av ledningsbrudd. Spørsmålet var oppe i vurderinger knyttet til Sørkjosenskredet i 2015 (Nordal, et al., 2016) og Statlandskredet i 2014 (NVE, 2014b).
Lekkasjer fra både trykkvannsledninger og avløpsledninger kan gi poretrykksøkning og føre til brudd i skråninger hvor det ligger ledninger. I arbeidet med å finne årsaken til skredet i Gjerdrum ble derfor logg fra vannverk og avløpsverk vurdert for å se om det kunne ha vært lekkasje i forkant av skredet. Slikt avvik ble ikke funnet, men må vurderes i alt arbeid med å finne årsaker til skredhendelser.
Utløp til raviner fra hydrotekniske anlegg (drenering av jordbruksarealer) eller fra andre overvannsrør kan være en kilde til lokal erosjon og ustabilitet. Slike utløp må erfaringsmessig overvåkes eller sikres.
Ved skredet i Tosbotn i 2016 ble det konkludert med at lekkasje fra uforede trykksjakter inne i berget bak leirskråningene utløste skredet (Nordal et al., 2018). Trykksjaktene var knyttet til et nytt småkraftverk. Dette eksempelet viser betydningen av poreovertrykk knyttet til lekkasjer fra rør og sjakter i bakken.
Stadig flere etablerer grunnvanns- og energibrønner og det er grunn til å være oppmerksom når disse bores i områder med marin leire. Boringen kan påvirke poretrykksforhold og grunnvannstrømning, og føre til setningsproblemer og utglidninger (NGU, 2020).