Bisarre tafoniformer i Korshavn på Flosta. Foto: PS

Det er mye tafoni i Norge, særlig langs kysten. Men stort sett dreier det seg om småskala tafoni – tusenvis av små hull og groper i berget. Årsaken er enkel: Stor tafoni, hull du kan stå inni, trenger lang tid på å utvikle seg, ofte mange titalls tusen år. Norge ble fri for innlandsis for bare drøyt titusen år siden og mange kyststrøk lå under havet i enda noen tusen år før landet hevet seg nok til at forvitring kunne komme i gang. Slik er det på Sørlandskysten, f.eks. i Raet nasjonalpark omkring Arendal. Her er svabergene ut mot Skagerrak pepret av 2-3000 år gammel, aktiv tafoni – altså tafoni som har vært under utvikling siden svabergene kom opp av havet. Også innover i det skogkledte landskapet finner vi tafoni, men den er lite aktiv, som relikter under mosen, der den opptrer på spesifikke høyder over havet. Trolig er dette et resultat av at den aktive dannelsen en gang foregikk – som nå – på svaberg rett i havkanten og så døde ut da landet etter hvert ble liggende lengre unna havet og vegetasjonen tok over. Men landhevingen gikk i rykk og napp. Gikk den for fort, var det ikke nok tid til å danne tafoni. Derfor finner vi ikke tafoni overalt inne på skauen.

Denne rapporten er et første forsøk på å sortere og tolke funn etter 50 «tafoniturer» omkring Arendal. Det vil komme flere funn etter hvert, men det allmenne bildet begynner å bli såpass konsistent at resultatene kanskje kan være til nytte også for andre som studerer tafoni i Norge.

Tafoni – fra Korsika til Norge

Tafoni har fascinert meg siden jeg første gang så de spesielle forvitringsformene på Korsika for mer enn 30 år siden. Ikke minst var det interessant at en norsk geolog, nemlig Hans H. Reusch, var den første til å bruke begrepet tafoni. Dette er en flertallsform, med tafone som entallsform og betydningen er varianter av “hull” og “perforere”. Reusch beskrev fenomenet basert på undersøkelser på nettopp Korsika. Publikasjon på norsk kom i 1879, på fransk i 1882. Han la også merke til mange tilsvarende former langs vestkysten i Norge, men i publikasjonen fra 1877 benyttet han “Jettegryder” eller “jettegrydeagtig” og ikke tafoni-begrepet.

Calanque de Piana – tafoni i det forrevne, granittlandskapet langs vestkysten av Korsika. Foto PS

Siden forvitring av steinbygninger er fagfeltet mitt, spesielt saltforvitring, har det vært høyst interessant å se at tafoni kan trives godt på gamle kirkevegger. Knapt i Norge, men særlig i mange europeiske sandsteinsbygninger – og så er de nydelig utviklet i porøs basalt på Kyrkjubøur, Færøyenes middelalderske domkirkeruin (Storemyr & Árting 2024). En tid tilbake jobbet jeg også litt med skålgroper innen helleristningsfeltet og noen ganger er det ikke lett å skille forvitringsgroper og litt uklar tafoni fra slike menneskeskapte groper (Storemyr 2022).

Tafoni i porøs basalt på skipets sørportal, Mururin – Færøyenes middelalderske domkirkeruin. Foto: PS

Men spesielt har jeg latt meg fascinere av at tafoni i flere deler av verden er en sentral årsak til relieff-dannelsen i landskapet, altså landskapets morfologi, og kanskje særlig i ørken- og kyststrøk. Det er fordi landmasser som ikke var dekket av is under de siste istidene har gitt tafoni svært lang tid på å utvikle seg. Etter et nylig besøk blant tafonien på Elba utenfor Toscana, ble jeg så inspirert at jeg skrev en lengre bloggartikkel om fenomenet: Tafoni weathering on the island of Elba. Impressions and questions. Her er det beskrivelser av og referanser til klassisk tafoni med utgangspunkt i granittgeologien på øya og med avstikkere til bl.a. Korsika.

Siden Norge fra et geomorfologisk perspektiv er et så «ungt» land, er det ytterst sjelden dagens aktive tafoni er med på å forme landskapet. Andre erosjons- og forvitringsprosesser har siden istiden fullstendig overskygget tafonidannelse. Men i liten skala er det et veldig vanlig fenomen i Norge, særlig langs kysten, der brattheng og svaberg ofte er pepret med små hull og småskala hulelignende (cavernous) forvitring vi samler i sekkebetegnelsen tafoni. Felles for dem er at saltforvitring på en eller annen måte trolig har en finger med i spillet, uten å dermed utelukke ytterligere mekanismer som frost og (biogeo)kjemisk forvitring.

Tafoni i løsblokk på Skorbøstranda ved Selje, på sørsiden av Stadlandet. Foto: PS

Det er ikke publisert mye om fenomenet i Norge. Den eneste dyptpløyende artikkelen ser ut til å være Rapid post-glacial bedrock weathering in coastal Norway av Lund Andersen m.fl., som kom ut i 2022. Artikkelen omtaler både stor- og småskala tafoni i metagabbro på Kråkenes på Nord-Vestlandet. Gabbroen har også vært utsatt for saprolitt-dannelse, dvs. dypforvitring, og selv om det fortsatt er litt usikkert, kan alt ha skjedd etter at isen trakk seg tilbake, på Kråkenes for mer enn 15 000 år siden.

Andre tafoni-lokaliteter er nevnt i NGUs database «Geologisk arv», mens en her og der kan finne beskrivelser av særlig iøynefallende steder, f.eks. i glimmerskiferen i Herand i Hardanger (se «Skulpturar i Berget»). Tafoni er dessuten vanlig i brenningshuler langs kysten, f.eks. i Torghatten. Den norske tafoni-artikkelen på Wikipedia viser bilde av karakteristisk tafonidannelse i brattheng av sandstein i Stjørdal.

Leting etter tafoni: svaberg, skog, istid og landheving

Det er meg bekjent ikke tidligere publisert beskrivelser av tafoni-lokaliteter på Sørlandet, men interesserte reisende har merket seg fenomenet på kysten utenfor Arendal. For et utrent øye er de fleste ikke særlig iøynefallende; det er snakk om typisk småskala tafoni i de stort sett harde gneisbergartene som dominerer i denne delen av landet.

Jeg ble først oppmerksom på tafonien under en tur til Mærdø i 2018. Her er svabergene rett ut mot Skagerrak pepret med tafoniformer i den amfibolittiske/migmatittiske gneisen. Senere turer i Raet Nasjonalpark, langs ytterkysten av Tromøya og Flosta, bekreftet at Mærdø-lokalitetene var en del av et mye større kompleks og dermed begynte jeg fra 2022-23 å gå mer systematisk til verks, også i skogkledte områder på Tromøya. Flere avstikkere ble også gjort innover i landet, inntil 12 km fra kysten, samt på utvalgte steder utenfor undersøkelsesområdet (ytterkantene av Grimstad- og Herefossgranittene, Hasseltangen, Homborsund, Sildodden i Risør o.a.). Totalt er det blitt ca. 50 «tafoniturer» med registering av observasjoner i en enkel geodatabase.

Tafoni med velutviklet brem på oppsiden. Mærdø. Foto: PS

Det fine med svabergene helt ute ved kysten, er at de er bare; her er smått med mose og veldig lite lav, noe som gjør det er relativt lett å observere tafoni. Svabergene er dessuten unge, det er bare ca. 3000 år siden de kom opp fra havet, og de er ikke på samme måte påvirket av forvitringen som foregår på bergene i den kronglete, småkollete og tette sørlandsskogen.

På Mærdø og langs utsiden av Tromøya ligger Raet, endemorenen fra isens siste fremstøt for drøyt 12 000 år siden. Raet dukker ned i havet øst for Tromlingene og ligger utenfor kysten av Flosta. Fra istiden finnes, i tillegg til den allmenne erosjonen omkring kollene i landskapet, en rekke former for rundsva, spylerenner og jettegryter. Men det er lite isskuringsstriper; den allmenne biogeokjemiske forvitringen har tæret hardt på slike finheter i bergets overflate.

Kart over løsmasser omkring Arendal. Raet ses med blått, der det nå fremstår som strandavsetninger. Andre havavsetninger i lysere blått, tynt morenemateriale i grønt. Fra ngu.no

I storparten av området jeg har dekket med tafoniturer er det bare en og annen ås over marin grense (MG). Den er i Arendalsdistrikter godt etablert av Anders Romundset (2018) og ligger på ca. 65 m.o.h. Fra ca. 10 km unna kysten er mesteparten av landskapet over MG.

Romundset har også etablert en presis strandforskyvningskurve for området. Etter at innlandsisen trakk seg tilbake, viser den svært raskt landheving på nesten 30 m fram til for ca. 11 000 år siden. Så går det langsommere frem til 9 500 år før nåtid, før kurven flater ut på grunn av tapes-transgresjonene frem til ca. 7 000 år før nåtid. Siden er det jevn heving, med to skarpere hopp for drøyt 7000 og snaut 2000 år siden, før kurven igjen flater ut fram til vår tid.

Dette mønsteret i landhevingen er særlig viktig for tolkning av tafonidannelse og vil bli viet plass i diskusjonen til slutt. Men det er også viktig for andre typer forvitring; en kan si at med isskuring og landheving har en fått en fantastisk mulighet til å følge småskala forvitring over lang tid – tusenvis av år.

Store kontraster. Svaberg med spylerenner på Mærdø, eikeskog og ur inne på Tromøya. Foto: PS

Berggrunnsgeologien

Berggrunnen i dette småkollete landskapet tilhører Bamblesektoren av det baltiske grunnfjellet. Hovedområdet mitt er Tromøykomplekset og er viden kjent for sterk metamorfose (granulitt-facies) og dels charnokittiske bergarter, tidligere kjent under navnet Arendalitt (Knudsen og Andersen 1999).

Tromøykomplekset var trolig del av et øybuesystem under dannelsen av Den svekonorvegiske fjellkjeden for ca. en milliard år siden. Bergartene ble opprinnelig dannet fra magma for ca. 1,2 milliarder år siden og ble senere gjennomskåret av felsiske (lyse) og mafiske (mørke) gangbergarter. Alt sammen ble del av den voldsomme omdanningen, «knaingen» og foldingen under fjellkjededannelsen (Knudsen og Andersen 1999).

Bergartene fremstår nå som lysere og mørkere båndgneiser og migmatitter (delvis oppsmeltede gneiser), tett sammenvevd med ofte tynne, lyse årer og tykkere og tynnere mørke ganger. Det er også mange større og mindre pegmatittganger i området. Gjennom disse bergartene stryker mye yngre, tynne diabasganger. Disse er knyttet til den permiske vulkanismen i Oslofeltet og Skagerrakgrabenen.

Tonalittisk gneis (lys) og amfibolitt (mørk), begge gjennomskåret av permisk diabasgang. Spornes. Foto: PS

På Flosta, delvis på Mærdø og innover i landet opptrer tilsvarende båndede gneiser og migmatitter. Disse er opprinnelig eldre enn på Tromøya og her finnes også større metagabbroer og mørke gangbergarter (metadiabas på Flosta). Det opptrer også metamorfe varianter av sedimentære avsetninger som i dag ses som bl.a. kvartsitter, litt marmor og skarnbergarter. Skarndannelsen ga opphavet til magnetittforekomster og den kjente, gamle jerngruvedriften i Arendalsområdet, også på Tromøya. Metamorfosegraden avtar til amfibolitt-facies innover i landet (se bl.a. NGUs foreløpige berggrunnskart i 1:50 000 og 1:250 000 for området, i hovedsak utarbeidet av Peter Padget. Se også NGUs berggrunnsdatabase, der det er referanser til de foreløpige kartene).

Geologisk kart over arendalsområdet. Bearbeidet fra NGUs berggrunnskart. Grønn linje markerer grensen til Raet nasjonalpark

De typiske bergartene på utsida av Tromøya, der mesteparten av tafoniundersøkelsene er utført, er båndgneiser og migmatitter med mørke ganger. Gneisene er tonalittiske og består mest av plagioklas og kvarts med varierende mengder hornblende, pyroksen og granat. Magnetitt og andre oksider er vanlige opake mineraler og det finnes også litt kis, særlig i form av magnetkis (Knudsen og Andersen 1999, Nijland m.fl. 2014). Pyroksen og amfibol er ofte nedbrutt og foreløpig mikroskopering antyder relasjoner til oksidene og erstatning med finkornet kloritt og iddingsitt, samt mulig talk, epidot og kalkspat. Tilsvarende er plagioklas ikke sjelden nedbrutt til serisitt og det finnes gjennomskjærende, fylte mikroriss. Sannsynligvis er disse omvandlingene stort sett metamorfe fenomener.

Mørke ganger er særlig viktige for tafonidannelsen. I felt fremstår gangene som middels- til finkornet amfibolitt og består av hornblende, plagioklas, pyroksen, granat og litt kvarts. Magnetitt og magnetkis er også her til stede, og igjen møter vi nedbrytning av særlig pyroksen. Det er også observert tynne riss med sekundære mineraler som er så finkornede at de vanskelig kan bestemmes under mikroskopet. Det er imidlertid antydninger til kalkspat i rissene.

Mikrofotos, PPL, bergarter Spornes, Tromøy. Venstre: Amfibolitt med omvandlingsfenomener i pyroksen (over, oppe) og amfibol/plagioklas (under). Høyre: Tonalittisk gneis med granat (lysebrun) og omvandlet pyroksen (over), omvandlingsfenomener i plagioklas og riss med sekundære mineraler (under). Foto: PS

Flere steder på Sørlandet, særlig omkring Lillesand, er det registrert høye verdier av sulfat fra oksidert magnetkis, ofte i amfibolittsoner, skjærsoner og mulige dypforvitrede soner. Dette ses bl.a. av rustent, forvitret berg og meget rødbrunt jordsmonn i nærheten. Fenomenet har medført betydelige problemer med sur avrenning fra masser utsprengt og deponert under veiutbygging. Mange rapporter er tilgjengelige, og arbeidet i Lillesand er oppsummert av Hagelia (2023). Jarositt er det viktigste saltet påtruffet i sonene, men utblomstringer av gips (CaSO4•2H2O) og epsomitt (MgSO4•6H2O) er også rapportert.

Noen soner med åpenbart forhøyede kiskonsentrasjoner er påtruffet i mitt undersøkelsesområde, i få av dem er det tafoni. Men generelt er det viktig å være bevisst på at sulfat, sammen med halitt på ytterkysten, kan være en viktig bidragyter til tafoni-forvitring.

Forvitret amfibolitt med kismineraler, i fjæresonen på Spornes. Her er det ganske sikkert vanskelig observerbar gips og andre sulfater. Det er likevel havsalt (halitt) som fra tid til annen blomstrer i det forvitrede området (innfelt). Halitt bestemt med mikroskopi. Foto: PS

Til sist er det viktig å understreke at hovedstrøket i bergartene følger kystlinjen (NØ-SV) og dette er også retningen til hovedforkastninger og sprekker. Foliasjonen (kløven) i bergartene er stort sett steil og skrenter og brattkanter finnes ofte parallelt med kystlinjen. Men det er også et utall tverrsprekker som deler opp landskapet til det typiske kollete og knudrete en vandrer gjennom i dag. Intens oppsprekking foregår også ned på mikronivå.

Vær, vind og vegetasjon

Forholdene på dagens ytterkyst reflekterer hvordan det i smale soner tidligere vil ha vært innover i dagens skoger ettersom strandlinjen forflyttet seg. Etter isavsmeltingen for omkring 12 000 år siden må det ha vært temmelig surt i en skjærgård som lå mer enn 60 meter høyere enn i dag og i en periode stort sett var vegetasjonsfri. Men fra ca. 10 000 år siden ble det varmere og tørrere, med temperaturer omtrent som i dag inntil ca. 6000 år før nåtid. Da hadde skogene og med dem andre typer vegetasjon for lengst tatt over landskapet. Deretter ble det som trend gradvis kjøligere frem mot vår tid, en periode som kulminerte i «Den lille istiden» fra senmiddelalderen og som var på sitt kaldeste på 1700-tallet (snl.no).

Vinter omkring tafonien på ytterkysten av Tromøya. Foto: PS

Fra da av har temperaturene igjen økt. Men selvsagt har det i denne 12 000 år lange perioden vært både kaldere og varmere, tørrere og fuktigere episoder, både kortvarige og mer langvarige. Vegetasjonen har også variert med menneskets bruk av skogene. I nyere tid har mye av skogen blitt uthogd for gruvedrift, skipsbygging og tømmereksport. Det er mindre en hundre år siden skoglandskapet så annerledes ut enn i dag.

Arendalsområdet ligger i et temperert maritimt klima, men nær ytterkanten av det mer kontinentale klimaet øst for oss. Det er relativt varme somre og kjølige til kalde vintre (Köppens klassifisering). Helt i ytterkysten (Torungen fyr) er årsmiddeltemperaturen nå hele 8,3 grader, mens årsnedbøren holder seg på moderate 900-1000 mm (yr.no). Det er mindre snø enn tidligere, men selv på ytterkysten kan snøen fortsatt bli liggende i ukesvis. 10-12 km innover i landet er årsmiddeltemperaturen ca. 1 grad lavere. Nedbør og fuktighet følger en klar årstrend, med betydelig tørrere vår og sommer enn høst og dels vinter. Dette er av betydning for saltforvitring som anses så viktig for tafoni: Det er større potensial for krystallisasjon i de tørrere enn i de fuktigere periodene.

Men for saltforvitring spiller også vinden og solen avgjørende roller. Opptørking av berg etter fuktigere episoder går dramatisk mye raskere langs de generelt SØ- til SV-vendte svabergene på ytterkysten enn bare noen titalls eller et par hundre meter lengre inne. Sammen med den saltholdige luften og brenninger under storm er jo dette også hovedårsaken til at annen vegetasjon enn litt lav, mose og gress i beskyttede skorter ikke kan etablere seg rett i havgapet.

Tafoni i kuling på yttersida av Tromøya. Foto: PS

Vindretningene følger kystlinja og er nesten konstant fra SV til NØ eller motsatt (seklima.met.no, Torungen fyr). Det er helt annerledes enn inne i landet (Arendal lufthavn, Gullknapp), hvor variasjoner i vindretning er mye større – og vinden generelt mye svakere. På grunn av vegetasjon og relieff treffer solen også generelt berget mindre hyppig enn ute ved ytterkysten.

Venstre: Klimanormaler Torungen fyr. Høyre: Vindretninger og-styrke 2014-2024. Rødt er full storm. Fra seklima.met.no

Generelle forvitringsfenomener

Ytterkystens svaberg fremstår nesten alltid litt rødlige, men dette er et forvitringsfenomen og ikke bergartenes farge, som i hovedsak går i det gråhvite til grålige og med mørke amfibolitter. Det rødlige preget kommer sannsynligvis av oksidasjon av magnetitt til jernhydroksider/hematitt under de svakt basiske forholdene som havvannet gir i fjæresonen (jfr. Tansem og Storemyr 2020). Men noe av jernet/rødfargen vil også komme fra oksidasjon av kis og fra nedbrytning av pyroksen. Amfibolitt er sjelden preget av sterk brunrød farge. Det er i nok hovedsak fordi den generelle forvitringen går raskere enn i gneisen ellers.

Rød forvitringshud på gneis, ytterkysten av Tromøya. Merk avflaking av overflaten. Foto: PS

Brunfargen avtar dypere i gneisen og er del av det allmenne (biogeo)kjemiske forvitringsprofilet (weathering rind). Det varierer i tykkelse fra noen millimeter til et par cm og er preget av sterkere omdanning av pyroksen og plagioklas enn dypere i berget. Men berget beholder stort sett sin faste form og det er kun ved få, åpenbart større kisansamlinger at pulverisering (granular disintegration) opptrer som et resultat av mineralomvandlinger og saltforvitring. Dette er imidlertid med unntak for tafonidannelse, som beskrives i detalj senere.

Større og mindre avflaking (contour scaling) av gneisoverflaten er imidlertid et ganske vanlig fenomen på utsatte steder, særlig der rødfargen er betydelig, muligens fordi jern(hydrok)sidene bidrar til case-hardening av overflatene. Både flak og moderberg er også her faste. På overflaten forsvinner stort sett den brunrøde fargen så snart berget overtas av lav litt oppover på svabergene og naturligvis overalt inne i skogen. Lav dekker til, og skiller ut organiske syrer som dels løser opp jernhydroksidene. Men ofte blir det brunlige preget værende litt nedover i forvitringsprofilet, til tross for intens vekst av lav og mose.

Berget er generelt meget oppsprukket, i småskala dels intenst i sprekkesoner på ytterkysten. Selv om det ikke er direkte observert, må en anta at frostforvitring er viktig  i slike soner, men det er observert at også tafoni spiller en rolle for sprekkeutvidelse. I fjæra er disse sonene karakterisert ved at steinoverflater som «stikker opp» har skarpe kanter. En ser imidlertid nesten ingenting til steinfragmentene som har løsnet. Det er fordi brenningene tar med seg nesten alt av større og mindre stein, og løst og forvitret materiale. Vind og regn bidrar der brenningene ikke kommer til.

Over: Intenst oppsprukker berg nær fjæresonen på yttersida av Tromøya. Under: Høyere oppe, der lav tar over, blir de skarpe kantene i sprekkesonene rundet av og forvitringen får et preg av pseudokarren. Foto: PS

Typisk småskala pseudokarren/selektiv forvitring i båndet gneis uten sprekker. Vardåsen på Tromøy. Foto: PS

Når skorpelav tar over lengre opp på svabergene og det begynner å vokse mose og gress i fordypningene, blir skarpe kanter avrundet og mikrolandskapet får ofte et karren-lignende utseende. Her må en huske på at landhevingen har medført relativ forflytning av bergoverflatene. Karren er et begrep reservert for oppløsningsfenomener i karbonatbergarter, men brukes i form av pseudokarren også for silikatbergarter. Det er sannsynlig at den videre forvitringen går i rykk og napp; laven beskytter i perioder med relativ stabilitet og kan føre til ustabilitet og materialtap når den dør, før laven etter hvert kan rekolonisere overflatene, slik f.eks. McIlroy de la Rosa m.fl. (2012) foreslår.

Dette er en anvendelig modell også for generell forvitring ved vekst av skorpelav, men en må ta i betraktning at ulike lavarter kan oppføre seg forskjellig. Dessuten må en ta i betraktning at bergartene har mineraler, ikke minst pyroksen og plagioklas, som er særlig utsatte for kjemisk omvandling. I sum kan vekselvirkningen mellom mineralomvandling og vekst (og død) av skorpelav forklare hvorfor det er så lite igjen av istidens skuringsstriper. I mikroskala kan en ellers se slike fenomener særlig tydelig under rotvelt, der det naturligvis ikke finnes lav, men der organiske syrer løser opp spesielt plagioklas, samt de mørke mineralene. Siden mineralene dels er orientert langs kløvretningen, blir resultatet et mikrokarren-landskap.

Småskala-forvitringen på ytterkystens svaberg minner om hva en kan se i høyfjellet (f.eks. Nicholson 2009). Inne i skogen på Sørlandet har kollene og dalene generelt fått sin nåværende form på grunn av det overordnede forkastnings- og sprekkemønsteret. Det mest slående er steinurene langs brattkanter, bl.a. på «plukksiden» av store rundsva. Urene er ofte preget av så storskala stein at en først og fremst mistenker trykkavlastning etter istiden som hovedansvarlig. Oppsprekking og deling av blokker kan videre skyldes frost og ikke minst rotsprengning. Tykke furu- og eikerøtter er svært vanlige å se bak utsprengt og oppsprukket berg i brattkantene.

Et vanlig syn på Tromøya – brattkant med ur. Foto: PS

Rotsprengning i en brattkant i skogen på Tromøya. Foto: PS

Der bergflatene inne i skogen kun har lav, er forvitringen ganske lik mønsteret som finnes på svaberg et stykke over fjæresonen. En ser pseudokarren-strukturer, forvitringsgroper og betydelig allmenn biogeokjemisk forvitring – samt noe tafoni. En må være særlig på vakt når det gjelder leting etter tafoni i skogsterreng. Det er fordi eventuell tidligere dannet og nå relikt tafoni, kan ha «blitt tatt» av frostforvitring, rotsprengning og den biogeokjemiske forvitringen. Derfor er det, som vi skal se under, særlig viktig å forstå forvitrings-konteksten i skogsterreng.

Tafoniens morfologi

Før vi beskriver distribusjon og tolker årsaker til dannelse av tafoni, kan det være nyttig med en oversikt over grunntrekk i tafoniens morfologi. Dannelsesmekanismene for tafoni er så komplekse – og omdiskuterte – at en kritisk litteraturgjennomgang får vente til en annen gang (men se f.eks. tafoni.com). Det en allment kan slå fast er at jo mer homogen bergarten er (f.eks. homogen sandstein), jo mer enhetlig vil også tafonidannelsen bli – til den vel mest enhetlige av alle former: bikakemønsteret (honeycombs).

Det er mange forklaringsmodeller for bikakemønsteret, som i naturen jo aldri er helt regelmessig. En av de beste jeg har funnet er The geometry of honeycomb weathering of sandstone av Nick Doe (2011). Her tas det, forenklet, utgangspunkt i at det må finnes saltkilder og at dannelsen er sterkt knyttet til fuktransport og saltkrystallisasjon mot små primærhull som ved forvitringens gang vil utvikle seg til større hull, ofte med beskyttende brem rundt periferien. Når nabohull slutter seg sammen, kan det oppstå dypere hull – og slik kan prosessen fortsette inntil virkelig dype hull dannes.

Slik tafonidannelse kan en også få i mange andre, relativt homogene bergarter. Klassisk tafonidannelse i granitt følger imidlertid ikke bare dette mønsteret. Det er bl.a. fordi tilsynelatende homogen granitt slett ikke er det når en ser nærmere etter. Kløv, magmatisk lagning, svake foldemønstre, avlastningssprekker og grad av omvandling og dypforvitring spiller vesentlige roller for hvordan tafonihullene arter og utvikler seg gjennom tusenvis av år – inntil man bl.a. får hva som ofte kalles cavernous weathering. Det var særlig slike former Reusch undersøkte på Korsika på 1800-tallet (se over).

På Sørlandet er vi i gneisland. Her er det, som vi har sett, svært inhomogene bergarter preget av foliasjon, isoklinal folding i stor- og småskala, snirklete småfolding, raske vekslinger mellom bl.a. lys gneis og mørk amfibolitt og ofte intens oppsprekking. Sammen med eksponeringsforholdene, gjør denne karakteren at tafoni-forvitringen møter mange restriksjoner på hvordan den kan utvikle seg:

• Mønstre som ligner svært uregelmessige honeycombs dannes typisk i hellende berg langsetter regelmessig foliasjon – eller i berg med lite foliasjon. Oftest er det mørke bånd (amfibolitt, metadiabas) som angripes, men ikke utelukkende. Når forvitringen har nådd overgangen til f.eks. et lysere bånd kan den stoppe opp. Sammenslutning/fusjon av to eller flere enkelthull forekommer ofte.

Uregelmessige honeycombs på langs av foliasjonen i metadiabas. Nautholmen, Flosta. Foto: PS

• Langstrakte, ovale tafonihull (både i høyden og bredden) opptrer hyppig på tvers av eller i en vinkel til foliasjonen, også på hellende berg. Her vil hullene typisk danne tydelig brem på oppsiden, slik at det under denne stadig utvikles en dypere, avlang eller bredere liten hule (cavernous weathering). Om berget er foldet, kan hulldannelsen følge foldemønsteret. Hulldannelsen kan være knyttet til et enkelt gneisbånd (selektiv forvitring), eller opptre på tvers av bånding. Ofte kan flere hull fusjonere.

Tafoni på tvers av foliasjonen i amfibolitt. Mærdø. Foto: PS

• Tafoni på tilnærmet flatt eller svakt hellende berg er vanlig, ofte i amfibolittiske årer. I slike situasjoner betegnes de ofte weathering pits, men i vårt tilfelle er det svært ofte utviklet brem rundt periferien, et karakteristisk trekk for tafoni. Det er ikke umulig at den meget raske opptørkingen her på ytterkysten bidrar til at det er lite forskjell på tafoniformer som dannes på hellende og horisontalt berg.

Tafoni på svakt hellende amfibolittåre. Bjelland, Tromøy. Foto: PS

• Ettersom tafoni-dannelsen utvikler seg, vil den før eller siden støte på eksisterende sprekker eller hardere berg som ikke lett angripes. Avhengig av type sprekk (f.eks. åpen, lukket) kan tafonidannelsen stoppe opp, eller veggene kollapser mot sprekken. Velutviklede sprekkemønstre er nok den største hindringen for utvikling større tafoniformer i mitt undersøkelsesområde.

Tafoni i oppsprukket amfibolittåre. Etter hvert vil åren forsvinne av forvitringen og det er nå ingen tegn til at tafoni vil dannes i den hardere gneisen bak. Gitmartangen. Foto: PS

Størrelsen på tafonihullene varierer mye, de kan nå bredder og dybder på 20-30 cm, men er sjelden mer en 10-15 cm brede og dype, gjennomsnittet er mye mindre. Forvitringen inne i hullene er alltid i form av pulverisering (granular disintegration) og det er lett å se enkeltkorn i ferd med å løsne i de stort sett fin til middelskornede bergartene.

Det finnes en rekke hybridformer og ikke minst overganger mellom klar tafoni, sprekkeutvidelse og mer uklare småhull. Særlig viktig for den allmenne forvitringen av landskapet er tafoni-lignende former løselig knyttet til forvitring langs eksisterende sprekker, dvs. pseudokarren-fenomenene vi har beskrevet over. Dessuten finnes det berg som er intenst pepret med bittesmå hull. Her dreier det seg nok ofte om differensiell kjemisk mineraloppløsning, en forvitringsform som kanskje kan danne utgangspunkt for videreutvikling til tafoni.

Litt uklar tafoni som bidrar til forvitringen og sprekkeutvidelsen i en amfibolittåre ved siden av en spylerenne i lysere gneis. Gitmartangen. Foto: PS

Nautholmen på Flosta – en instruktiv tafoni-lokalitet

En av de beste lokalitetene jeg har kommet over for forståelse av det allmenne bildet av tafonidannelse på Sørlandet, er Nautholmen på ytterkysten av Flosta – med Skagerrak rett imot. Nautholmen er en ca. 13 m høy, nesten kuppelformet halvøy med største lengde på ca. 120 m og største bredde på ca. 90 m. Strøket et som vanlig SV-NØ, slik at holmen er litt avlang i denne retningen. Den er nesten avsnørt fra land, men har et 30 m bredt eid.

Nautholmen sett fra eidet på landsiden. Foto: PS

Geologien er litt annerledes enn på Tromøya og rundt Arendal; ifølge NGUs geologiske kart med en diabasgang som skjærer gjennom migmatitt (begge proteroziske og i granulitt-facies metamorfose). I felt virker bildet mer komplekst, da den mørke, fin- til middelskornede diabasen ser ut til å være intimt sammenvevd med den grovere migmatitten. Dette er, sett i felt og fra et forvitringssynspunkt, «svakere» og mer brunfargede, bergarter enn på Tromøya, trolig på grunn av at bergartene har betydelige mengder biotitt, oksidasjon av kismineraler (sulfat påvist ved saltuttrekk/teststrips) og/eller sterkere nedbrytning av mørke mineraler. Dessuten er berget intenst oppsprukket. Det er, i tillegg til tafoni, relativt dyp forvitring som foregår her.

Poenget er imidlertid ikke bergartenes regionale, relative motstandsdyktighet overfor forvitring, men distribusjon av tafoni på en liten halvøy med tilnærmet lik geologi rundt det hele. For ved kartlegging viser det seg at tafoni kun opptrer i en 20-30 m bred sone fra Ø-siden til S-SV-siden av halvøya. Det er ikke tegn til tafoni fra NNØ til NV. Videre virker tafonidannelsen aktiv fra litt over marebek- og tidevannsbeltet (bare 20-30 cm på Sørlandskysten) og ca. 6-7 høydemetre oppover, dvs. der det knapt er lav.

Fordeling av tafoni på Nautholmen. Bakgrunn: flyfoto, norgeibilder.no

Over denne bare sonen er det også tafoni, delvis skjult av lav, mose og gress. Her har ofte ikke lengre tafonihullene skarpe kanter omkring bremmen eller mellom nærliggende hull; det er sannsynlig at den biogeokjemiske forvitringen «runder av kanter», slik det over ble beskrevet for pseudokarren. Mot toppen av kollen er eventuell tafoni helt skjult av vegetasjon og eventuelt ødelagt av sprengning for etablering av et lite forsvarsverk fra Andre verdenskrig.

Tafoni forekommer altså i et belte direkte mot Skagerrak, der det er mest vind, mest sollys og mest saltvann fra brenninger. Det gir seg naturlig nok også utslag i at NaCl-nivået i berget i denne sonen er betydelig høyere enn innover land (kvalitative tester med saltuttrekk fra berget, teststrips og mikroskopi av saltfaser fra fordampet løsning).

Forvitringen er intens i den aktive tafonisonen og Nautholmen er det eneste stedet jeg har påtruffet i undersøkelsesområdet der tafoni gir et betydelig bidrag til formingen av mikrolandskapet. Her er de videste og dypeste hull nå opp til henholdsvis 20-30 og 15-20 cm og flere steder finnes uregelmessige honeycombs som er med å runde av bergformasjoner. Det er mest tafoni i metadiabas, mye i mørkere og mindre i lysere deler av migmatitten. Selv om det er en preferanse for S- til SV-vendte helninger, forekommer tafonidannelsen i alle deler av den aktive sonen. Det gir seg også utslag i dannelse av bisarre bergformasjoner som er så vanlige i bl.a. tafonisoner i granittene på Korsika og Elba.

Bisarre tafoniformer på Nautholmen. Høyden på formasjonen er ca. 1 m. Foto: PS

Honeycomb-lignende tafoni bidrar til avrunding av bergformasjonene på Nautholmen. Foto: PS

Tafoni under lav og mose mot toppen av Nautholmen. Foto: PS

Tafonidannelse i den samme generelt ganske «svake» metadiabasen og migmatitten fortsetter på utsatte steder NØ- og SV-over fra Nautholmen, påtruffet i Kalvøysund, Raudstenkilen, Korshavn og på Skinnfelltangen, sistnevnte rett overfor Tromøya. Selv om topografien ikke gir den samme muligheten til å vurdere dannelse i forhold til eksponering/aspect, er det ganske åpenbart at aktiv tafonidannelse kun foregår på SØ- til SV-vendte, bare bergknatter helt ut mot Skagerrak, og i en høyde sjelden over 7-8 m over havet. Et par forsøk på å finne tafoni på Buøya, litt innover i fjordsystemet mellom Flosta og Tromøya, ga negativt resultat.

Tafoni på Skinnfelltangen. Foto: PS

Tromøy og Mærdø: Aktiv tafoni på ytterkysten

Et tilsvarende bilde som på ytterkysten av Flosta finnes også på ytterkysten av Tromøya. Som beskrevet tidligere er det her «sterkere» berg enn på Flosta, dominert av båndgneiser/migmatitt og amfibolittårer. Det samme gjelder Mærdø.

Det mangler undersøkelser på og omkring Tromlingene, men generelt kan en si at nær alle bergknatter og svaberg ut mot havet fra Gitmartangen i NØ til Mærdø i SV har tafoni. Totalt er det med stort og smått registrert 35 forekomster, selv om noen av dem flyter over i hverandre. Noen få, særlig Spornes og Mærdø, er på størrelse med forekomsten på Nautholmen, andre består bare av et lite «panel» med et fåtall hull og groper, de fleste har flere flater med skikkelig tafoni. Typisk er størrelsen til enkelte tafonihull 5-12 cm, med en dybde på 2-3 til 5-6 cm, i sjeldne tilfeller opp mot 15-20 cm. På mange steder er det også begynnende (incipient) tafoni, altså hull som ut fra konteksten med mer tafoni omkring, kanskje kan utvikle seg videre.

Amfibolitt er helt klart den foretrukne bergarten for tafonidannelsen og SØ, dvs. rett ut mot Skagerrak, er like klart den foretrukne orienteringen. Men som på Nautholmen varierer orienteringen fra Ø til SV, avhengig av den lokale topografien, og bergets foliasjon og helning. Dessuten er det tidvis mye tafoni i båndgneis, migmatitt og sprekkesoner, men ofte ganske småfallen. Det finnes mest tafoni på hellende til steile flater, men også horisontale flater kan ha tafoni, ofte i overgangen fra steilt til hellende og horisontalt berg. Siden amfibolittårene stort sett er ganske tynne, og siden båndgeisen og migmatitten ikke så lett blir angrepet, ser en sjelden større, bisarre tafoniformer som på Nautholmen. Men de finnes, særlig der småfolding også har en finger med i spillet.

Ytterkysten Tromøya: Bisarre tafoniformer langs foldemønster. Foto: PS

Ytterkysten Tromøya: Mye tafoni i amfibolitt, litt i gneisen rundt. Foto: PS

Ytterkysten Tromøya: Småskala tafoni i tilnærmet flatt berg. Foto: PS

Ytterkysten Tromøya: Avlang tafoni i lysere gneis. Foto: PS

Ytterkysten Tromøya: Tafoni i amfibolitt. Foto: PS

Ytterkysten Tromøya: Tafoni som følger enkelte bånd i gneisen. Foto: PS

Bisarr tafoni på Spornes. Foto: PS

Ytterkysten Tromøya: Avlange, opp til ca. 20 cm brede tafonihull. Foto: PS

Oppover på svabergene, på høyder fra 8-12 m, tar lav, mose og gress, og snart buskas og skog fullstendig over. Her er det ganske flatt og lite tafoni, men den som finnes gjemt under vegetasjonen har et relikt preg. Videre er det viktig å legge merke til at tafonidannelsen opphører der den velkjente kyststripa fra Spornes til Hove begynner å dreie mot vest og nord. Her kommer en inn i en liten fjord (Hovekilen) som ikke er eksponert på samme måte som berget rett ut mot Skagerrak.

Tafoni under lav på Spornes, ca. 14 m.o.h. Foto: PS

Om det er eksponeringsforhold eller berggrunn som er avgjørende, er ikke godt å si, men det er ikke funnet tafoni under sporadiske turer på ytterkysten av Hasseltangen (amfibolitt), Randviga (Grimstadgranitt) eller Homborsund (pelittisk gneis). Derimot er det funnet fine lokaliteter med småfallen tafoni i jettegrytelandskapet ytterst på Sildodden (Risør, øyegneis/amfibolitt). Det er høyst sannsynlig mange forekomster langs kyststriper på Sørlandet jeg ennå ikke har undersøkt.

Tafoni i grov gneis på Sildodden sør for Risør. Foto: PS

Tromøy og fastlandet: Relikt tafoni i skog

Siden undersøkelsene på ytterkysten viste at tafoni opptrer på sørvendte svaberg og har en sterk preferanse for harde eksponeringsforhold, la jeg etter hvert opp undersøkelsene i skogsterreng, på koller, åser og brattheng, med dette for øye. Da ble det det mye lettere å finne tafoni – og mye lettere å besøke steder der jeg ikke ventet tafoni og dermed kunne få dette bekreftet, bl.a. i nordvendte bergskrenter.

Siden tafonien stort sett ligger under lav, er det tidkrevende å gjøre slike feltundersøkelser. Man kan ikke se forekomster på avstand og dermed må man kravle med nesa i berget. Dessuten er det overmåte viktig å se til at kollene med eller uten tafoni ikke har spor av blokknedfall på grunn av trykkavlastning, frost eller rotsprengning. I tvilstilfeller har jeg undersøkt utsprengte blokker og ved et par anledninger funnet tafoni på dem.

Tafoni i bevokst brattkant, Gjerstad, Tromøy. Foto: PS

Tafoni på blokk som er sprengt løs av røtter. Hoveskogen. Foto: PS

I sum har jeg undersøkt ca. 6 kvadratkilometer relativt nøye på Tromøy og på fastlandet. Dette er ikke mye, men nok til at det viser seg en trend. Totalt er det funnet ca. 15 forekomster, flest på Tromøy der jeg har gått mest systematisk til verks. Dette er ikke inkludert tegn til begynnende tafoni, dvs. småhull og groper som ikke har utviklet særskilt brem (incipient tafoni).

Bildet ser slik ut: På Tromøy er det en konsentrasjon av relativt små forekomster på koller med sørvendte brattheng mellom ca. 13 og 18 m.o.h. og mellom ca. 20 og 26 m.o.h. Dessuten er det en fin, liten tafoniforekomst på ca. 92 m under lav på Vardåsen, Tromøys høyeste punkt (95,8 m). Ved de fleste forekomstene er det nå skog som skygger på kollene. Bergartene er oftest mørke, amfibolitt eller mørk migmatitt/båndgneis. Tafonihullene har generelt omtrent samme størrelse som på ytterkysten.

Skogsterreng, Tromøy: Avrundet brem på tafoni. Foto: PS

Hoveskogen, Tromøy. Mose er i ferd med å ta over tafoni. Foto: PS

Skogsterreng, Tromøy. Tafoni under lav. Foto: PS

Vardåsen. Liten tafoniforekomst på Tromøys høyeste punkt. Foto: PS

Skogsterreng, Tromøy. Hele skrenten er pepret med tafoni under lav. Foto: PS

Vardåsen er over marin grense (ca. 65 m). Unntatt noe incipient tafoni under MG, ligger også de få, ordentlige fastlandsforekomstene over MG, på snaut 100 m ved Bjornes, 11 km fra ytterkysten. Dette er også svært små forekomster, men en av dem peker seg ut med et fint, sørvestvendt «panel» med masse små, avlange hull som følger foliasjonen i en lys, båndet gneis. Her har det vært hogst, slik at mose og lav har tørket ut og delvis forsvunnet. En mulig forekomst finnes også i det vanskelig tilgjengelige bratthenget på den skogkledte Ugleboknuten, ca. 130 m.o.h., 8 km fra ytterkysten.

Småskala tafoni i båndgneis. Bjornes, ca. 11 km fra ytterkysten. Foto: PS

Ikke alle tafonihull langs koller og brattheng i skogsterreng er fullstendig dekket av lav og mose utenpå, og ikke alle har lav helt inn i de innerste delene. De kan kanskje oppvise noe aktivitet. Men de aller fleste har et preg av avrundede bremkanter, slik det over ble beskrevet for tafoni under lav på Naustholmen. Dessuten er det sjelden tegn til uklar tafoni som del av sprekkeutvidelse i sterkt folierte soner. Det meste er under lav og mose og da kan heller ikke tafoni dannes eller videreutvikles. Den allmenne biogeokjemiske forvitringer har tatt overhånd. Dette er viktig å understreke: Det er jo ikke slik at forvitringen stopper i tafoniområder “inne på skauen” – den tar bare andre former.

Ved sporadiske turer utenfor Arendalsområdet har jeg særlig lett etter tafoni på de overmåte fine, eksponerte bratthengene med lite vegetasjon i den sørvendte delen av Herefossgranitten (Rossefjellet og omgivelser, ca. 200 m.o.h og ca. 10 km fra ytterkysten). Her er det mye selektiv mineraloppløsning, men det er ikke observert tafoni, verken i homogene deler eller i sprekkesoner o.a.

Kart over observerte tafoniforekomster og undersøkte områder. Områder under marin grense er gitt et blåskjær. Flere undersøkte områder inne i landet er for små til å vises på kartet. Kart: PS

Havets og landhevingens betydning

Siden tafoni «inne på skauen» har et relikt preg, men generelt befinner seg på sørvendte brattkanter og er likedan utformet som på ytterkysten, ligger det nær å tenke seg at deres mest aktive fase fant sted da forholdene en gang var som på ytterkysten i dag. Her kommer den nyeste strandforskyvningskurven til hjelp (Romundset 2018). For det viser seg at de fineste og mest tallrike forekomstene, på 20-26 m.o.h., korresponderer med utflatingen av kurven forårsaket av tapes-transgresjonene, fra ca. 9000 til 7500 år før nåtid. Dette betyr at berg som lå nær vannkanten den gang vil ha hatt ganske mye tid på å danne tafoni, kanskje i størrelsesorden 2-3000 år før berget ble liggende for langt fra havet og vegetasjonen tok over.

Dette er et omtrent som på svabergene langs ytterkysten i dag. Aktiv tafoni forekommer sjelden mer enn 8-10 m.o.h. Dannelsen har dratt nytte av en hopp i landhevingen etter ca. 2000 år før nåtid, før dagens havnivå ble nådd for mindre enn 1000 år siden. Det vil si at tafonien har hatt maksimalt ca. 3000 år på å utvikle seg på dagens svaberg.

I tillegg finnes det noe tafonidannelse fra ca. 13 til 18 m.o.h. Dette korresponderer med en svak gradient på strandforskyvningskurven (ca. 7000 til 5000 år før nåtid) og ser en nærmere etter, viser det seg at forekomstene det er snakk om ligger i kanten av innersiden av Raet, bare noen hundre meter fra ytterkysten (Hove-Spornes-området). Dette er et område som tradisjonelt har vært lite skogkledt og det er mulig at det derfor har vært utsatt for harde værforhold også etter at det ble liggende lengre og lengre unna ytterkysten.

Til sist har vi forekomstene som ligger 30-40 meter over MG. Følger vi logikken i forklaringene for de øvrige tafoniforekomstene, kan en tenke seg at selv om de ligger langt over MG og opp til 500 m unna havet når det sto som høyest, så var forholdene rett etter isavsmeltingen for 11-12 000 år siden preget av temmelig surt klima og lite vegetasjon, om enn kanskje i en relativt kort periode.

Det er vanskelig å rekonstruere forholdene rett etter isavsmeltingen, men det er verd å merke seg at det i dag foregår aktiv tafoniforvitring i snøfrie områder i Antarktis (undersøkt av norske forskere, se Engvik m.fl. 2022 og Elvevold m.fl. 2024). Dessuten antas det at øyene i Middelhavet hadde aktiv tafonidannelse i deres innland under istidene, da øyene dels opplevde periglasiale forhold (se kapitlet The Mediterranean Islands i boken Periglacial Landscapes of Europe, Guglielmin, i Oliva m.fl. red. 2022).

Strandforskyvningskurve for arendalsområdet med høydene på observert tafoni inntegnet. Kurven er bearbeidet fra Romundset (2018). Den betydelig høyere MG for tvedestrandsområdet er også markert.

Forvitringshastigheter

Dybden i større tafonihull i undersøkelsesområdet er ofte om lag 10 cm. Formen er varierende, men stort sett er bremmen oval, med største bredde omtrent loddrett eller vannrett. Dette er tafoni nær dagens fjæresone og har vært eksponert i maksimalt ca. 3000 år. Om vi benytter den enkleste beregningsmodellen for forvitringshastighet, dybde/tid, ser vi at raten er om lag 30 mm pr. tusen år (mm/kyr). De fleste tafonihull er grunnere enn 10 cm og vil ha hastigheter på kanskje bare 5 mm/kyr. Andre, som på Nautholmen, er dypere og vil ha høyere hastigheter, kanskje opp mot 50 mm/kyr. Men dette er usikre maksimumsverdier – all tafonidannelse må selvsagt ikke ha startet med et slag for 3000 år siden!

Hastighetene er avhengig av berggrunnen og eksponeringsforholdene, men om vi sammenligner med forholdene rett over fjæresonen på Sardinia i dag, er det her målt maksimalhastigheter på 26 mm/kyr. I innlandet på Korsika er det målt rater på ca. 40 mm/kyr over mange titusen år basert på aldersdatering med kosmogenisk 10Be (Brandmeier m.fl. 2011, Guglielmin, i Oliva m.fl. red. 2022). Disse hastighetene er lavere enn hva som er målt på Kråkenes på Nordvestlandet (også ved hjelp av 10Be), opp til hele 100 mm/kyr, selv om dette er absolutte maksimalverdier (Lund Andersen m.fl. 2022).

Samlet ser vi imidlertid at hastighetene på Sørlandet er grovt sammenlignbare med både middelhavsområdet og Nordvestlandet. Om vi ekstrapolerer og antar at hastighetene vil holde seg de neste f.eks. 50 000 år, kunne vi kanskje vente oss «huler» som er opp til 1,5 m dype og fullt sammenlignbare med tafonihuler på f.eks. Korsika – som også dels har hatt så lang eller lengre tid på å utvikle seg.

Men dette kommer knapt til å skje, selv om klima- og eksponeringsforhold ville legge til rette for det. Det er fordi berggrunnen på Sørlandskysten generelt er for inhomogen og amfibolitt- og metadiabasbånd, der mye av tafoniforvitringen foregår, er for små/tynne. Tafonihullene kan nå en viss dybde, men så vil de kollapse mot hardere sideberg og sprekker før de oppnår store dimensjoner. Om det utvikles tafoni i f.eks. Herefoss- eller Grimstangranittene, eller i metagabbro, kan bildet bli annerledes.

På den andre siden gir slike hastigheter og tidsspenn en pekepinn på hvor mye – eller lite – tafoni bidrar med ved forvitring i sprekkesoner, der hastighetene ellers langt overgår hva som alene er tilfellet for tafoni.

Småskala tafoni hånd i hånd med annen forvitring i en sprekkesone. Ytterkysten av Tromøya. Foto: PS

Avsluttende betraktninger: forvitringsmekanismer

Feltobservasjonene og tolkningene har sannsynliggjort at tafoni-forvitringen i arendalsområdet stort sett foregår – og historisk sett har foregått – i mørkere bergarter og i den hardeste klimasonen, nemlig på ytterkysten. De store forskjellene, sammenlignet med lengre inne i landet, er lite vegetasjon/lav, mye høyere tilgang på havsalt, mer solinnstråling, mer vind, raskere opptørking etter nedbør og potensielt flere fryse/tine-sykluser; altså generelt hyppigere vekslinger. Alt dette fremmer forvitring, særlig saltforvitring – om saltet kommer fra havet (halitt) eller fra steinen selv (særlig sulfater).

Men tafonidannelse er langs Sørlandskysten et småskala fenomen og går langsomt. Det betyr at det er vanskelig å komme på sporet av eksakte forvitringsmekanismer. Om en antar at mineralomvandling og biogeokjemisk oppløsning svekker korngrenser og enkelte mineralkorn, kan en som modell tenke seg at saltforvitring sørger for dannelse av de spesielle tafoniformene med brem. Hvordan eventuell frostforvitring og lavens vekst og livssyklus spiller inn er høyst uklart.

En kan imidlertid gå ut fra at forvitringen foregår episodisk, dvs. at en trenger særlige værforhold for at salt skal kunne krystallisere (eller hydrere/dehydrere) og selvsagt at is skal kunne fryse. Det siste kan en tydelig se langs ytterkysten etter episoder med ising på svabergene. Da løsner det mineralkorn som kanskje allerede var nær ved å “miste taket”. Dette skjer som generelt fenomen og ikke bare i tafonihullene. Resultatet er små ansamlinger med “sand” i skorter – og i tafonihull. Ved neste regnbyge eller vindkast er igjen alt borte eller omfordelt. Det vil si at en ikke kan være sikker på hvor det nedfalte materialet i hullene faktisk kommer fra.

Nedfall av mineralkorn (piler) etter en episode med ising på en brattkant med tafoni. Spornes, Tromøy. Foto: PS

Det kreves tålmodighet og stadige besøk ved tafoniforekomster i ulike værforhold for å kunne klare å observere forvitringens gang. Men det er trolig ikke umulig, særlig ikke så lenge man kan gå ut fra at tap av materiale skjer episodisk – slik nesten all forvitring foregår. Her er inntrykk av på hvilket nivå en må observere med øyne og lupe:

Pulverisering av “bro” laget av to tafonihull, Spornes. Bildebredde ca. 4 cm (bakkant)

Nedfalte mineralkorn i tafonihull etter frostepisode. Om kornene kom fra hullet selv eller omgivelsene er uklart. Spornes. Foto: PS

Pulverisering av migmatitt i grunt tafonihull, Mærdø. Bildebredde ca. 2 cm

Saltslør (halitt) i åpen tafoniform, Spornes. Bildebredde ca. 10 cm

Salt (halitt) i halvåpne korngrenser i amfibolitt, Spornes. Bildebredde ca. 2 cm

Whiskerkrystall av is, mindre enn 2 mm, bryter løs et fragment av kalkmørtel i fuge. Dette er en mur i egen hage og jeg har observert tilsvarende 2-3 ganger i løpet av halvannen vinter. Foto: PS

Om vi ennå ikke forstår dannelsesmekanismene, så kan kanskje hovedteorien fra foreliggende feltundersøkelse være til hjelp ved videre arbeid:

Tafoni-forvitring i arendalsområdet er sterkt knyttet til landhevingen etter istiden og startet i all hovedsak på den vegetasjonsfrie ytterkysten, der særlig mørke bergarter som amfibolitt ble berørt. Den er aktiv på dagens ytterkyst. Inne i dagens skogkledte landskap kunne tafoni utvikle seg så lenge havet lå nært i lengre tid. Tafoni-forvitringen ble svekket eller døde ut da landet fortsatte å heve seg, de gamle tafoniplassene ble liggende lengre unna havet, og lav, mose og annen vegetasjon ikke lenger ga mulighet for forvitring som skaper karakteristiske tafoniformer.

Med mer empiri, f.eks. fra soner med mye forvitring pga. oksidert kis, større kropper av metagabbro og sterkt eksponerte topper/brattheng lenger innover i landet, vil denne teorien kunne bli stående, modifisert eller forkastet.

Tafoni-forvitring må på ingen måte være likedan ellers i Norge, der det er andre strandforskyvningskurver, andre bergarter, andre klimasoner og annen vegetasjon. Mange steder er det «svakere» berg, Vestlandet og Nord-Norge har sterkere stormer, høyfjellet har ofte alt som trengs for tafonidannelse (men skjer det?) – og mange brattheng i sandsteins- og skiferbergarter har naturlig en del salt i berget og krever kanskje ikke så mye «spesielt vær» for at tafoni skal kunne utvikles.

Tafoni er et mangfoldig fenomen – en azonal process som French & Gugliemin (2021) formulerer det. Det er dette som gjør de underlige og ofte bisarre formene så spennende!

Artikkel sist oppdatert 22.02.2025