Clay and shale-bearing sediment in the Middle Swedish End Moraine Zone, west of Mt. Billingen

Clay and shale-bearing sediment in the Middle Swedish End Moraine Zone, west of Mt. Billingen Helene Isaksson, Göteborg University, Department of Earth Sciences; Geology, Geovetarcentrum, S-405 30 Göteborg. Abstract The stratigraphic relationship between the clay that occurs in the ridges west of Mt. Billingen in the Middle Swedish End Moraine Zone, and the fine sediment underlying the intermorainic flats between the ridges is unclear. Grain-size analysis and analysis of major and trace elements in the clay using SEM-EDS and LA-ICP-MS have been made for 12 samples to look for textural and compositional differences between the clays. The fine sediment under the flats is often capped by sand and gravel that contains shale and sandstone clasts, which has been interpreted by some as material deposited during the drainage of the Baltic Ice Lake. To get better knowledge about composition, distribution and provenance of this sediment, 25 samples of sand from surface exposures have been examined for grain-size distribution and lithologic composition of the sand grains in the 1-2 mm fraction. The results showed that the clay in the ridges is slightly coarser than the clay in the flats, maybe because the material in the ridges was more thoroughly mixed during glacial pushing. Neither major nor trace elements indicate clear differences between the clay in the ridges and the clay in the interjacent flats. This can imply that the clay in the flats is the same as the clay in the ridges. But the investigation also shows that the information from the grain-size distribution, major and trace elements is not sufficient to distinguish different stratigraphic units. The lithologic composition of the sand and gravel over the clay in the area did not show any clear pattern giving a clue about the provenance. Samples taken from the intermorainic flats had a higher share of sedimentary sand-grains compared to samples taken in the ridges. However, the ranges in values overlap, so it is impossible to differentiate ridge sediment from flat sediment on the basis of grain provenance. The share of shale increased southwards in area and was highest south of the Skånings-Åsaka line. Keywords: clay, Middle Swedish End Moraine Zone, Baltic Ice Lake, major elements, trace elements, lithostratigraphy, provenance ISSN 1400-3821 B531 2008

Lera och skifferförande sediment i mellansvenska israndzonen, väster om Billingen Helene Isaksson, Göteborgs Universitet, Institutionen för geovetenskaper; Geologi, Geovetarcentrum, S-405 30 Göteborg. Sammanfattning Oklarhet råder beträffande de stratigrafiska förhållandena mellan leran som bygger upp ryggarna respektive leran på slätterna mellan ryggarna i området väster om Billingen, i den mellansvenska israndzonen. Kornstorleksanalyser, samt analys av lerans huvudämnen och spårämnen med hjälp av SEM- EDS respektive LA-ICP-MS har genomförts på 12 prover med syfte att se om skillnad finns mellan lerorna. De fina sedimenten täcks ofta av sand och grus som innehåller skiffer och sandsten och har ibland tolkats som tappningssediment från den Baltiska Issjön. För att få bättre kunskap om sammansättning, utbredning och ursprung av dessa sediment har 25 prover av sand från ytlagren undersökts beträffande kornstorleksfördelning samt litologisk sammansättning av sandkornen i fraktionen 1-2 mm. Resultaten visade att leran i ryggarna är något grövre än leran på slätterna, kanske beroende på att materialet i ryggarna är mer ihopblandat. Varken huvudämnen eller spårämnen indikerar tydliga skillnader mellan leran i ryggarna och leran på slätterna mellan ryggarna och kan betyda att leran på slätterna är den samma som leran i ryggarna. Men undersökningarna visar också att informationen om kornstorleksfördelning, huvudämnen och spårämnen inte är tillräckliga för att urskilja olika stratigrafiska enheter. Den litologiska sammansättningen i sanden och gruset över leran i området visade inga tydliga mönster som gav ledtrådar om dess ursprung. Prover tagna från slätterna mellan ryggarna hade en större andel sedimentära sandkorn jämfört med prover tagna på ryggarna. Värdena överlappar dock varandra. Detta innebär att det inte är möjligt att skilja sediment i ryggarna från sediment på slätterna utifrån dess litologiska sammansättning. Andelen skiffer ökade söder ut i området och var högst söder om Skånings-Åsakalinjen. Nyckelord: lera, mellansvenska israndzonen, Baltiska Issjön, huvudämnen, spårämnen, litostratigrafi, ursprung ISSN-1400-3821 B531 2008

Innehållsförteckning 1. Inledning... 2 1.1 Bakgrund... 3 1.2 Syfte... 5 1.3 Områdesbeskrivning... 6 1.3.1 Topografi... 6 1.3.2 Berggrund... 8 1.3.3 Kvartära bildningar... 9 1.3.3.1 Isrörelse och HK... 9 1.3.3.2 Jorddjup... 9 1.3.3.3 Ryggarna...9 1.3.3.4 Slätterna mellan ryggarna... 11 1.3.3.5 Randdeltan, randfält och kamelandskap... 12 1.3.3.6 Morän... 13 1.3.3.7 Postglaciala bildningar... 13 2. Metoder... 14 2.1 Provtagning... 14 2.2 Kornstorleksanalys - lera... 14 2.3 Analys av huvudämnen och spårämnen - lera... 14 2.3.1 Framställning av glas... 14 2.3.2 Analys av huvudämnen med SEM-EDS... 15 2.3.3 Analys av spårämnen med LA-ICP-MS... 15 2.4 Kornstorleksanalys - sand... 16 2.5 Bestämning av litologisk sammansättning - sand... 16 3. Resultat... 16 3.1 Kornstorleksfördelning - lera... 16 3.2 Huvudämnen - lera... 18 3.3 Spårämnen - lera... 21 3.4 Kornstorleksfördelning - sand... 22 3.5 Litologisk sammansättning - sand... 23 4. Diskussion & Slutsatser... 25 5. Referenser... 28 6. Bilagor... 31 1

1. Inledning Under Yngre Dryas, den sista kallperioden under Weichselistiden, bildades flera randbildningar i Norden. I Sverige finns de inom den så kallade mellansvenska israndzonen. Denna zon kan följas öster ut i Finland där den representeras av Salpaussälkä, liksom väster ut i Norge med Raerna (se figur 1). Figur 1. Ungefärlig utbredning av istäcke, Baltiska Issjön, samt landyta (horisontalstreckad) vid tiden strax innan den slutliga tappningen (modifierad från Strömberg, 1974). Området väster om Billingen är en del av den mellansvenska israndzonen (figur 2). Här finns flera randbildningar som anses ha bildats i samband med isens fram och tillbakadragande och dessutom kan tappningen av Baltiska issjön ha påverkat områdets avlagringar. Randbildningarnas uppbyggnad/bildningssätt och kronologi, liksom tappningen av den Baltiska issjön är klassiska ämnen för forskning inom den svenska kvartärgeologin. 2

Figur 2. Karta över mellansvenska israndzonen (modifierad från Björck & Digerfeldt, 1984). Fyrkanten markerar det undersökta området väster om Billingen. Inom projektet Quaternary Lithostratigraphy and Dating, Middle Swedish End Moraine Zone, Västergötland, finansierat genom medel från Sveriges Geologiska Undersökning, under ledning av Mark Johnsson vid Göteborgs Universitet har borrningar utförts i området väster om Billingen med målsättningen att dokumentera litostratigrafin i de kvartära avlagringarna. I samband med dessa aktualiserades en rad frågor gällande sedimenten i ryggarna, liksom på slätterna däremellan. En del av frågeställningarna utmynnade i detta 30 poängs examensarbete i kvartärgeologi, utfört på Geovetarcentrum, vid Göteborgs Universitet med syfte att undersöka om det är möjligt att med geokemi och kornstorlekssammansättning urskilja olika stratigrafiska enheter av lera, samt att samla information om sammansättningen och utbredningen av de skifferförande sediment som ofta utgör ytlager. 1.1 Bakgrund Flera av randbildningarna väster om Billingen består till stor del av lera. Delade meningar råder dock om åldern på dessa sediment. Johansson (1937) anser t ex i sin beskrivning av Ledsjövallen som en överskjutningsvall framför den avancerande isen, att leran är avsatt före isframryckningen eftersom ryggen har ett metermäktigt täcke av morän väster om Ledsjö kyrka, och bedömer leran vara äldre än från gotiglacial tid (omfattade ungefär tiden 14 000-10 000 år f. Kr och var det mellersta tidsavsnittet enligt Gerard De Geers gamla indelning av den senaste istidens avsmältningsskede (Nationalencyklopedin, 2007)). Baserat på undersökningar av lito-, bio- och kronostratigrafi tillsammans med fysiska och kemiska analyser har Björck & Digerfeldt (1984) presenterat en stratigrafi för ryggarna och slätterna mellan ryggarna väster om Billingen. I sjön Långens sediment har man funnit lera som beskrivs som rödbrun, deformerad, överkonsoliderad med förmodat glaciomarint 3

ursprung under morän blandad med lera. Denna lera korrelerar enligt Björck & Digerfeldt med leran som bygger upp ryggarna längre väster ut och bedöms vara avsatt under Alleröd. Prover från Sjötorp (ca 25 km sydväst om den sydligaste delen av MSEMZ) samt Ledsjöryggen daterade med thermoluminescence (TL) och optical stimulated luminescence (OSL) indikerar att leran kan vara äldre än 40 000 år (Ronnert et al., 1992). Under sommaren 2005 utfördes borrningar väster om Billingen, i syfte att undersöka stratigrafin samt att inhämta prover lämpliga för OSL-datering. På slätterna mellan ryggarna avslöjade dessa borrningar 20-30 m fina sediment bestående av lera med skikt av silt och fin sand över morän eller berg. Leran är oftast grå (10 YR 5/1) men är ibland gråbrun (10 YR 4/2). Ungefär samma nyanser förekommer hos leran i ryggarna, men här är leran betydligt hårdare och ihopknådad med silt och sand. De stratigrafiska förhållandena mellan leran i ryggarna och leran på slätterna mellan ryggarna är oklara (Johnson & Wedel, 2006). Kan leran på slätten mellan ryggarna vara yngre medan leran i ryggarna är äldre? Dateringen av leran är en särskild del av projektet Quaternary lithostratigraphy and Dating, Middle Swedish End Moraine Zone, Västergötland. Detta examensarbete fokuserar istället på lerans kornstorlekssammansättning och geokemi. Kan man med kunskaper om dessa se några skillnader mellan leran i ryggarna och leran på slätten mellan ryggarna? De fina sedimenten på slätterna mellan ryggarna täcks ofta av sand, eller sand och grus, som innehåller skiffer och sandsten. För att kunna förklara lerans stratigrafiska betydelse är även information om enheterna över och under leran viktiga. Både Johansson (1937, 1943) och Lundqvist (1931) beskriver ackumulationsformer väster om Billingen med så kallat tappningssediment. Tappningen av den Baltiska Issjön har enligt Björck & Digerfeldt (1984) skett i två etapper, ungefär vid 11 200-11 300 BP respektive 10 400-10 500 BP. De menar att Baltiska issjön kan ha sänkts med 10-15 meter vid den första tappningen, med en havsnivå på ungefär 155 m, och att det lågt liggande Valle Härad då fylldes med tappningssediment. Den slutgiltiga tappningen på ca 25 m inträffade när den retirerande isen inte längre kunde dämma den Baltiska Issjön. Vattnet dränerades troligtvis över och öster om isen i sjön Lången, vars is kan ha snörts av från den aktiva glaciären och påverkat dräneringsmönstret. Söder om Lången tvingades vattenmassorna västerut pga. Valle Härads avlagringar med nivåer på 135-150 möh. Havsnivån låg då kring 125 m och delar av Klyftamon eroderades kraftigt, det bortspolade materialet bildade deltalober med en mycket grov och blockig sammansättning och återfinns vid Klyftamons västsida (Lundqvist, 1998), medan finare material avlagrades i sydväst. Påsse & Anderssons (2005) modell som beskriver strandförskjutning och glacio-isostatisk landhöjning i området som täckts av den skandinaviska isen under Weichsel istiden, ifrågasätter dock tidigare teorier gällande den Baltiska Issjön. Deras uträkningar visar att vattennivån i den baltiska bassängen kan ha varit i nivå med havet vid slutet av Yngre Dryas och att den glacio-isostatiska landhöjningen, alltså den regressiva strandförskjutningen, var mycket snabb och hade liknande mönster vid den norska och svenska västkusten, liksom i Baltikum, kring 11 500 kalender år BP. Den s.k. tappningen av Baltiska Issjön har här omtolkats till att ha sin förklaring i denna snabba regression. En mindre issjö, Issjön Tidan, föreslås istället ha täckt området öster om Billingen. Denna ska sedan successivt ha dränerats när isen lämnade norra Billingens spets. 4

Jakobsson et al. (2007) menar dock med stöd av sin rekonstruktion av den Baltiska Issjön i en digital 3D-modell, att inget tyder på att vattennivån i den baltiska bassängen skulle ha varit densamma som vid havet under slutet av Yngre Dryas. Modellen möjliggör beräkningar som visar att arean på den Baltiska Issjön minskade med 18 % och dränerades på 7 800 km 3 sötvatten när den retirerande isen lämnade norra Billingen. Tappningssedimentens ursprung, sammansättning och förekomst är inte tydligt definierad men Lundqvist (1931) ansåg att tappningssedimenten borde vara så gott som osorterade och därför svåra att skilja från den grusiga moränen och använder huvudsakligen alunskifferfrekvensen som kännetecken. Eftersom bergarterna skiffer, sandsten och kalksten som kännetecknar norra Billingen, saknas väster ut, låter han materialets art karaktärisera sedimenttypen. Han använder resultat från blockräkning av bl.a. skiffer och sandsten vid tolkning av tappningssediment men avgränsar även isälvsavlagringar från tappningssediment med hjälp av blockräkningen. Lundqvist menar att alunskiffer- och sandstensblockens utbredningsområde som börjar vid Billingens nordspets och förtonar ut över Klyftamon kännetecknar tappningssedimenten och att avtagande frekvenser av sandsten väster ut visar att materialet transporterats från öster mot väster och inte norrifrån. Både Lundqvist (1931) och Johansson (1937) anser att material som transporterats norrifrån med isen i rullstensåsar och randdeltan saknar kambrosiluriskt inslag. Johansson (1937) använder förutom inblandningen av kambro-siluriskt material, avvikelser i kornstorlekssammansättning från den äkta moränen, som kännetecken vid karaktäriseringen av tappningssedimenten. Dessa anses ha en större blockrikedom, där blocken är påfallande starkt avrundade samt i övrigt en mer sorterad sammansättning med en tyngdpunkt på grus eller sand. Dessutom utmärker sig tappningssedimenten med en relativt hög lerhalt och Johansson konstaterar att kontakten till underliggande morän alltid är skarp. De skifferförande sedimenten väster om Billingen har även undersökts av Christiansson, De Geer och Eriksson (1967). Fynd av glacifluviala rännor och deltaliknande företeelser som tyder på en lägre HK än tidigare förmodat, ges här som förklaring till den allmänna spridningen av skiffer väster ut. Ytterligare kunskap om utbredning och sammansättning av de skifferförande sediment som ofta döljer leran på slätterna mellan ryggarna skulle kunna ge stöd till teorierna om att materialet transporterats från Billingen i öster vidare väster ut och bidra med värdefulla uppgifter som berör områdets regionala stratigrafi. 1.2 Syfte Målsättningen med detta projekt är att ge ytterligare kunskaper i geokemi, provpreparering och analysmetoder och att med kunskaper om lerans geokemi och kornstorlekssammansättning se om det finns skillnader mellan leran i ryggarna och leran på slätterna mellan ryggarna. Genom att analysera lerans huvudämnen och spårämnen med hjälp av SEM-EDS respektive LA-ICP-MS bör man kunna få en uppfattning om lerans geokemi. Kornstorleksanalyser ger ytterligare information om leran. Prover av lera från Ledsjö- och Uppsalalinjen har jämförts med lera från Kollbogården som ligger på slätten mellan de båda ryggarna. För att få en referens har även lera från Brunnsbomarken analyserats. Brunnsbomarken ligger söder om Skara linjen och leran här uppfattades som annorlunda än vid borrningen på slätterna längre norr ut under fältarbetet. 5

Denna lera hade inte lika mycket skikt av silt och sand utan verkade ha avsatts på ett jämnare sätt och här påträffades även skal. Kan man på detta sätt se om leran på slätterna mellan ryggarna utgör samma stratigrafiska enhet som leran i ryggarna? För att få en bättre kunskap om de skifferförande sedimentens sammansättning och utbredning har andelen skiffer och sandsten från de ytliga lagren i området undersökts. I Minnesota, USA används information om den litologiska sammansättningen av sandkorn i fraktionen 1-2 mm rutinmässigt vid rekonstruktion av den glaciala historien (Hobbs, 1998). Metoden används som ett komplement, tillsammans med kornstorleksanalys jämte mineralogi och geokemi i silt och lerfraktioner, vid jämförelser och korrelering av olika enheter av morän. Tidigare undersökningar för att beskriva tappningssedimenten spridning väster om Billingen har bl.a. utgjorts av blockräkning (Lundqvist, 1931; Christiansson et al. 1967). Den litologiska sammansättningen i sediment varierar dock med fraktionsstorleken. Blockräkning kräver stora provmängder för ett representativt resultat. Att använda fraktionen 1-2 mm (mycket grov sand) vid bestämning av den litologiska sammansättningen kräver en mindre provmängd vilket underlättar att få fram ett representativt resultat. Finare fraktioner har en ökande dominans av kvarts vilket ger sämre möjlighet att urskilja skillnader mellan prover (Hobbs, 1998). Kan man med hjälp av litologisk sammansättning och kornstorleksanalyser se något mönster hos de skifferförande sedimenten som kan förklara deras ursprung eller bildningssätt? Finns de skifferförande sedimenten bara på slätterna mellan ryggarna eller finns de även på ryggarna? 1.3 Områdesbeskrivning 1.3.1 Topografi Området där undersökningarna genomförts ligger i Västergötland, öster om E20 som löper förbi Skara och Götene (se figur 3). Väster om E20 breder Vänerlandskapets lerslätt ut sig och i öster höjer sig Billingen och längre i nordväst finns Kinnekulle. De båda bergen når upp till en nivå på 299 respektive 306 m ö h. Landskapet kännetecknas av ett antal mer eller mindre väl utbildade ryggar som sträcker sig i öst-västlig riktning. Mellan ryggarna finns flacka ler och sandslätter. I sydost finns Valle härad, ett kamelandskap som består av åsnät och kullar av isälvsmaterial samt många små sjöar och mossar. Klyftamon i nordost är ett skogsområde där berggrunden är blottad i större utsträckning än i övriga området. Topografin faller från sydost mot nordväst, från Valle härad där de flacka partierna ligger på en nivå av ca 135 möh mot Götene där motsvarigheten har en nivå på ca 75 möh. Högsta punkten i området, 160,4 m ö h ligger ca 5 km ONO om Skara, öster om gården Ranåker där rullstensansamlingar höjer sig märkbart över omgivningen (Munthe, 1903). Ryggarna når nivåer på ca 125-150 m ö h och slätterna som ligger mellan dem lutar svagt åt väster. Sjöar förekommer sparsamt i området (undantaget Valle härad) och de är små. Rörsjön och Kullsjön är exempel på två av dem. Åar och bäckar avvattnar landskapet huvudsakligen åt nordväst. 6

Figur 3. Karta över det undersökta området öster om Skara och Götene i Västergötland. Ryggarna ligger i östvästlig riktning med flacka ler och sandslätter emellan. Grön färg = skog, beige = åkermark, brun = sankmark. De röda fyrkanterna markerar lokaler där prover av lera tagits. Kartan är baserad på lantmäteriverkets terrängkarta. 7

1.3.2 Berggrund Den kristallina prekambriska berggrunden i området tillhör det östra gnejssegmentet i den Sydvästskandinaviska provinsen av den Baltiska skölden och består vanligen av orthognejser som är 1700 till 1600 miljoner år gamla (Antal et al., 1999). Dessa är bildade ur kvartsförande djupbergarter som granit, granodiorit och tonalit. Det primära peneplanet, bildades under Proterozoikum då den äldre berggrunden nederoderats till en nästan plan landyta. Hav täckte peneplanet under kambrium-silur och yngre sedimentära bergarter avsattes efterhand på den plana urbergsytan. Jordskorpan kom att deformeras och höjas vilket gjorde så att de paleozoiska täckbergarterna eroderades bort nästan helt. Under mesozoisk tid frilades stora delar av det primära peneplanet och exponerades för vittring som omformade reliefen. Vid sen krittid täckte havet på nytt stora delar av landet och nya sediment avsattes. När havsytan åter sjönk eroderades krittäcket bort och urbergsytan exponerades på nytt för vittring och erosion (Fredén, 2002). De västgötska platåbergen Billingen i öster och Kinnekulle i nordväst, består av fanerozoiska ytbergarter som har avsatts på den grunt kaoliniserade s.k. subkambriska denudationsytan (Lundqvist et al., 1931; Johansson et al., 1943; Antal et al., 1999). Lagerföljden i Billingeområdet och Kinnekulle har en mäktighet på ca 200 respektive 250 m och består av kambrosilurisk sandsten, alunskiffer, kalksten och lerskiffer som är 545-415 miljoner år gamla (Ronge, 1982). Den yngre magmatiska lagergångbergarten diabas har fungerat som ett hårt, skyddande täcke över de sedimentära bergarterna och har hjälpt till att bevara platåbergen. Lugnåsberget i nordväst saknar diabastäcket och har bara den understa delen av lagerserien kvar som utgörs av sandsten och alunskiffer (Lundqvist et al., 1931). System av sprickzoner som stryker i NNO-lig riktning utgör exempel på spröda deformationszoner i regionen. En förkastningslinje som sträcker sig i SSV- till NNO-lig riktning och passerar den västra stranden av sjön Lången, begränsar Billingens kambrosiluriska berggrund mot Klyftamons kristallina prekambriska bergarter (Björk & Digerfeldt, 1986). Nivåerna vid Lången och Klyftamon ligger vid ca 65 respektive 130 m ö h. Figur 4. Schematiskt snitt genom Kinnekulle och Billingen (höjdskalan=11 x längdskalan). Båda platåbergen vilar på en i stort sett plan urbergsyta, det subkambriska peneplanet, vars lutning åt NV är omkring 3 m per km (Hessland & Armand, 1978). Observera förkastningen väster om Billingen. Den sträcker sig i SSV till NNO-lig riktning och begränsar Billingens kambrosiluriska berggrund mot de kristallina prekambriska bergarterna i väster. 8

1.3.3 Kvartära bildningar 1.3.3.1 Isrörelse och HK Isens rörelseriktning väster om Billingen kan huvudsakligen beskrivas som från NNO till SSV. Området saknar tydliga spår efter högsta kustlinjen. Björck & Digerfeldt (1984) bedömer att havsnivån borde ha varit ca 125 m 10 400-10 500 BP. I beskrivningen till kartbladet Lugnås anger Lundqvist (1931) 125 m som trolig högsta strandlinje på Klyftamon mitt för Billingens nordspets. Vid Lilläng i Kullalinjen samt på södra sidan av Skånings- Åsakaryggen finns skarpa kanter ner mot 120 m ö h som enligt Carlsson (2002) och Jorild (2002) skulle kunna tolkas som strandhak. De har även funnit blockansamlingar vid 120-130 m ö h vid Lilläng samt vid Tisslarödjan (norrsidan av Ledsjöryggen) som kan ha bildats genom svallning. Christiansson et al. (1967) antyder med hänvisning till glacifluviala rännor och deltaliknande företeelser vid Eskilstorp på en nivå av 117-118 m ö h att HK kan ha haft en lägre nivå. Det finns även uppgifter om strandmärken vid 157-158 m ö h på en höjd ONO om Skara och nära Persbo (knappt 5 km öster om föregående punkt), samt ca 161 m ö h vid Öglunda kyrka (Munthe, 1928). Är dessa utbildade av havet, vilket råder osäkerhet om, representerar de en äldre havsytenivå (Magnusson, 1986). 1.3.3.2 Jorddjup De kvartära avlagringarna i området har en mäktighet på ca 20-40 m. Störst jorddjup finns mellan Ledsjölinjen och Skånings-Åskalinjen där ett djup till berg på mer än 50 m har uppmätts (SGU Brunnsarkivet, 2008), men avlagringarna tunnar ut i norr vid trakten av Götene (Björk & Digerfeldt, 1984). 1.3.3.3 Ryggarna Området kännetecknas av flera ryggar, mer eller mindre tydligt markerade i topografin. På sina ställen är de genombrutna och ibland döljs de av randdeltan. Ryggarna består huvudsakligen av lera, men även sand och lite morän förekommer, och de anses ha bildats under vatten, av isens oscillationer vilka deformerat leran (Johnson & Wedel, 2006). I öster övergår ryggarna diffust i ett komplext system av isälvsavlagringar i form av kullar och åsnät vars kärnområde utgörs av Valle härads kamelandskap. Den sydligaste av dem är Skaralinjen, som enligt Björk & Digerfeldt (1984) bildades för 10 500-10 600 år sedan i samband med klimatförsämringen under Yngre Dryas då isen på nytt avancerade fram över den under Alleröd avsatta leran. Skaralinjen utgör ett exempel på att ryggarna delvis består av morän. Magnusson (1986) redovisar t.ex. ett prov från Skarabergsåsen NO om Bestorp, nära Lundsberget med en lerig sandig-moig morän där urbergsmaterial dominerar grusfraktionen (91%), medan resten utgörs av sandsten och kalksten. Längre norrut finns Skånings-Åsakalinjen som är den mest sammanhängande ryggen. Söder om denna finns även en 4-5 m hög parallellvall. Strax väster om kyrkan, har undersökningar i form av mätningar av resistivitet och GPR (Ground Penetrating Radar) avslöjat att ryggen till största delen består av lera täckt av sand, vilka båda visar tecken på deformation. Den övre delen av sanden har även en inblandning av grövre material (Nilsson, 2001). Liknande undersökningar visar att delar av ryggarna norr om Skånings-Åsakalinjen, är uppbyggda av 9

lera som man tror har skjuvats upp mot en kärna av grus och sand eller morän. Ibland har ryggarna även ett täcke av glaciofluvial sand på toppen (Carlsson, 2002; Jorild, 2002). Ledsjöryggen består, väster om Ledsjö kyrka enligt Johansson (1937) av mäktig lera av växlande beskaffenhet med en knappt meter mäktig kappa av morän som innehåller inknådad lera. Närmast under moränen är leran tegelröd för att längre ner vara mörkbrun eller rent grå. I täkten, vid Stenåsen, som bedöms tillhöra Uppsalalinjen, kan man se att leran är hård, grå eller gråbrun och ihopknådad med silt och sand. Det nordligast liggande Bjurumlinjen, är ett oregelbundet ryggkomplex som till skillnad från de övriga ryggarna består i huvudsak av grovt ganska osorterat material som byggts upp till max 125 m. ö. h. (Björk & Digerfeldt, 1984). Baserat på information från borrhål och fältobservationer har Björck & Digerfeldt (1984) gjort en sammanställning av litostratigrafin i Skara-, Skånings-Åsaka-, Ledsjö- och Uppsalaryggarna (tabell 1). För att stratigrafin även ska gälla för området norr och väster om dessa ryggar ska ytterligare två enheter placeras ovan ryggarnas stratigrafi: Silt-Block (>30 m) och Lera (>6 m). Kännedom om dess karaktär och utbredning är dock inte fullständig därför har de inte infogats i tabellen. Tabell 1. Litostratigrafi I Skara-, Skånings-Åsaka-, Ledsjö- och Uppsalaryggarna (Björck & Digerfeldt, 1984). Unit Lithology Maximum Occurrence Altitude of Proposed origin penetrated occurrence thickness (m) (m a.s.l.) R7 Till or gravel 12 Very 137-118 Glacial, ice-marginal common R6 Sand (poor 11 Common 135-121 Glaciofluvial,redeposited? in shale) R5 Clay (partly > 30 Alwalys 134-98 Glaciomarine, glacially deformed) present transported & redeposited R4 Sand 12 Rare 101-89 Glaciofluvial R3 Clay 5 Rare 89-84 Glaciomarine R2 Sand and gravel > 45 Very 145-100 Baltic Ice Lake drainage common deposits R1 Till > 4 Common 114-96 Glacial 10

1.3.3.4 Slätterna mellan ryggarna Lagerföljden på slätterna mellan ryggarna består av sand och grus, eller sand som överlagrar lera. Tolkningar av mätningar med CPT och trycksondering visar på mäktig lera (20-30 m) med skikt av silt och sand över friktionsmaterial eller berg (E. Arvidsson, personlig kommunikation, 2007). Borrningarna sommaren 2005 visade att 3-5 m sand överlagrade leran. Den översta sanden tycktes dock utgöra en grövre-uppåt-sekvens snarare än att ha en skarp gräns mot leran, vilket kan tolkas som att sedimentet avsatts enligt ett regressivt mönster snarare än fluvialt. Johansson (1937) beskriver att materialet i fältet mellan Uppsalavallen och Ledsjövallen övergår från grov klapper med grus i öster, till sand i väster. Dessutom minskar halten kambriskt material från över 50 % till endast sparsam förekomst i väster. Den höga frekvensen av sandsten och skiffer beror enligt Johansson på att tappningsströmmar har passerat över Valle härads kambrosiluravlagringar. Tabell 2 visar litostratigrafin i slätterna mellan ryggarna sammanställd av Björk & Digerfeldt (1984). Sanden och gruset som täcker leran har ett varierande inslag av kambrosiluriskt material. Björck & Digerfeldt (1984) föreslår ett glacifluvialt och/eller fluvialt ursprung för sand och grus som innehåller mycket skiffer och tror att dessa sediment har transporterats dit med smältvatten från dödisområdet vid Valle härad. Skifferfattigt grus och sand föreslås vara material från ryggarna som omarbetats av havets vågor. Tabell 2. Litostratigrafi i slätterna mellan ryggarna (Björck & Digerfeldt, 1984). Unit Lithology Maximum Occurence Altitude of Proposed origin penetrated occurence thickness (m) (m a.s.l.) V5 Sand and gravel 3 Very 120-103 Wave reworked (poor in shale) common V4 Sand and gravel > 4 Very 122-111 Glaciofluvial and/or (rich in shale) common fluvial, transported from Valle Härad V3 Clay > 7 Very 120-101 Glaciomarine, common redeposited? V2 Sand and gravel > 2 Common 113-99 Glaciofluvial or drainage deposits V1 Till > 5 Common 110-100 Glacial Sanden och gruset täcker oftast leran, men norr om Uppsalalinjen går leran i dagen. Johansson (1937, 1943) beskriver leran avsatt i havet framför den norrut retirerande iskanten som avvikande från den vanliga regeln med avtagande kornstorlek uppåt i lagerföljden. Han 11

menade att leran varierar i mekanisk sammansättning olika nivåer emellan och att leran är mindre styv än förmodat med tanke på lerans mäktighet, som i söder förmodades vara betydande, för att i norr kila ut till ett tunt lager. Vid borrningar under sommaren 2005 konstaterades nyansskiftningar på leran i slätterna, oftast var den grå (10 YR 5/1) men ibland gråbrun (10 YR 4/2) och dessa nyanser förekom även på leran i ryggarna. Kornstorleksanalyserna visade att leran oftast var styv men leran innehöll även skikt av silt och sand. Söder om Skaralinjen, vid Brunnsbomarken är leran gråare och massiv, mer sällan skiktad av sand och silt. Vid borrningarna sommaren 2005 påträffades vid ett djup på ca 14 m, rester av skal från möjligen Astarte borealis eller Macoma calcaria. Dessa har daterats till 11 420 ± 80 14 C år B. P. (M. D. Johnson, personlig kommunikation, 7 juni, 2006) vilket innebär att trakten av Brunnsbomarken varit isfritt redan vid denna tidpunkt. En tidigare datering av ett helt skal av borrmusslan, Hiatella arctica, från lera på ett djup av 8,8 m vid Fornbyn i Skara har givit en datering på ca 10 720 B. P. (Fredén, 1986; Magnusson, 1986). Exemplar av musslan Macoma calcaria har också påträffats vid borrningar i lera strax norr om Skara. Arten fordrar relativt salt eller kallt vatten vilket kan tolkas som att iskanten inte varit långt borta (Johansson, 1926). Längre norr om Skara (vid St. Tveta) finns kalkhaltig lera och även här har rester av skal påträffats (Munthe, 1903). Den glaciala leran i området innehåller vanligen kalk men på grund av urlakning är leran oftast kalkfri ner till 1-2 meters djup (Magnusson, 1986). I leran vid Mariedals tegelbruk, väster om Lundsbrunn, har fynd gjorts av skal av Portlandia (Johansson, 1943). 1.3.3.5 Randdeltan, randfält och kamelandskap Vid Lundsbrunn finns en randdeltabildning som noggrant dokumenterats av Johansson (1943). Randdeltat är uppbyggt av ett mäktigt sandlager (sporadiskt skifferförande) som troligtvis vilar på lera. Ovan sanden finns ett lager av lera och över detta lager finns skifferrik sand och bildningen täcks av grus och klappersten med en strömskiktning i öst till västlig riktning. I grusets nedre del finns även ett lerlager med en påverkad överyta, som enligt Johansson varit utsatt för stark strömerosion. Sträckvis är lerlagret helt borteroderat men har ibland skarpa ryggar vars riktning förutsätter en öst- västlig strömriktning. Johansson menar att avlagringarna med kambro-siluriskt material måste härröra från Billingen eftersom kambro-siluriskt material saknas i både morän och äkta isälvsavlagringar i området. Transporten bör ha skett med avlopps och tappningsströmmar från den Baltiska issjön. Deltabildningar med liknande uppbyggnad finns även vid Ledsjömo och Lövrödjan. Dessa kan enligt Johansson (1943) vara fortsättningar på isälvsavlagringarna i den stora Holmestadsåsen som sträcker sig i nordostlig riktning norr om undersökningsområdet. Likaså anser han att bildningarna vid Lundsbrunn kanske kan höra samman med Österängsåsen, en annan isälvsbildning längre åt väster, norr om området. Axvalla hed i sydost, är ett stort, ganska plant randfält där ytan består av grusigt till grovsandigt material som innehåller skiffer, sandsten och rundslipade stenar av urbergsmaterial som har omarbetats av havet. Under ytlagret finns mäktiga sandlager (Munthe, 1905). Fredstorps sandur, vid Ingelstorp i östra delen av området, består av material rikt på kambro-siluriska bergarter och i närheten finns även israndsrännor (Christiansson et al., 1967, Strömberg, 1977). Dalafältet söder om Lundsbrunn, samt Myråsen är ytterligare exempel på utbredda flacka fält av isälvsmaterial men här består materialet till övervägande 12

del av bergarter från urberget, på bekostnad av skiffer och sandsten. Ytlagren har vanligtvis omarbetats kraftigt av havet (Munthe, 1903). Kamelandskapet Valle härad, öster om Skärv är ett kulligt landskap som består av korta åsar i alla möjliga riktningar, sönderstyckade av små mossar och sjöar. Åsarna är uppbyggda av sandblandat, rundat grus som består av kambrisk sandsten, alunskiffer, urbergsbergarter och öster ut även kalksten (Munthe, 1905). Även i omgivningarna kring Skara Sommarland finns isälvsavlagringar av kametyp. Materialet vid ytan är grusigt och har omarbetats av havet, men stenar av kambrosiluriskt material saknas dock i detta område (Munthe, 1903). 1.3.3.6 Morän Jordarten förekommer mycket sparsamt som ytjordart i området men, större sammanhängande områden karterade som morän finns väster om Skara Sommarland och väster om sjön Skärvalången (Munthe, 1903, 1905). De av isen ihopskjuvade ryggarna har ibland en tunn kappa av morän och ibland finns moränbäddar i ryggarna med inknådad lera (Johansson, 1943). Områdets typiska morän består till en övervägande del av material från gnejsberggrunden och har en grundmassa som domineras av fin sand och silt. Lerhalten håller sig vanligen under 5 procent och blockinnehållet är lågt (Johansson, 1943). Men i områdets östra delar förekommer både grusig och lerig morän, liksom rik- och storblockig morän (Lundqvist, 1931). 1.3.3.7 Postglaciala bildningar HK i området är inte väldokumenterad men ligger förmodligen vid ca 125 m ö h. Avlagringarna upp till denna nivå har troligtvis påverkats av havets vågor och i så fall ibland omvandlats till svallgrus och svallsand. Svallgrus och svallsand liknar isälvssedimenten kornstorleksmässigt, vilket gör det mycket svårt att avgöra om jordarten är primärt avsatt från en isälv eller om den är ett svallsediment (Påsse, 2002). Likaså jämnar svallningen ut isälvsavlagringarnas ursprungliga form vilket ytterligare försvårar avgränsning. Även moränen har i vissa lägen svallats starkt, t.ex. på Klyftamon, i sluttningar som vetter mot sydväst eller väster (Magnusson, 1986). Det svallade materialets mäktighet är vanligen inte särskilt stor men dess väldränerande egenskaper har vid torka gett tillräckliga förutsättningar för vindtransport. Norr om Lundsbrunn, vid Stenåsen fanns flygsandsfält med dynvallar (Johansson, 1943). Betydande sanddrift kan förekomma, särskilt under vårbruket, då små dyner kan bildas på plana områden (Magnusson, 1986). Svämsediment förekommer utmed några mindre åar i området och i områdets östra delar där landskapet är mer kuperat finns gott om torvavlagringar i sänkorna, främst i form kärr, men mossar förekommer också. 13

2. Metoder 2.1 Provtagning Proverna har insamlats under två veckor i juli sommaren 2005 i samband med ett flertal borrningar som genomfördes i området. Borrningarna utfördes av GEO-gruppen AB med en borrbandvagn Geotech 604D. Huvudmålet med borrningarna var att ta prover för OSLdatering samt att undersöka stratigrafin, varför även CPT-sondering (Cone Penetration Test) samt trycksondering utfördes. Totalt har 12 prover av lera analyserats. Fyra av dem representerar leran i ryggarna och kommer från Stenåsen (2 st) som räknas till Uppsalalinjen, samt från Lundsbrunn och öster om L. Erikstorp som hör till Ledsjölinjen. Proverna av leran från ryggarna har tagits för hand i skärningar. Fem prover har tagits på olika djup vid Kollbogården som ligger på slätten mellan Uppsalalinjen och Ledsjölinjen. De övriga tre proverna kommer från olika djup vid Brunnsbomarken som ligger på slätten söder om Skaralinjen. Lerproverna från Kollbogården och Brunnsbomarken har tagits med kolvprovtagare i samband med borrningar och kommer från hylsan vid kolvprovtagarens spets. Provpunkternas geografiska läge visas i figur 3. 25 prover av sand från ytlagren har tagits för hand i grustag, skärningar eller med skruvprovtagare i samband med borrning. Då prover tagits med skruvprovtagare har det yttersta materialet på skruven avlägsnats före provtagning för att förhindra kontaminering från annat sediment. 2.2 Kornstorleksanalys - lera Ca 50 g vått lerprov rördes ut i 200 ml 5 M natriumpyrofosfat och behandlades med ultraljud. Eftersom proverna även till en viss del utgjordes av sand och silt, våtsiktades de sedan genom 2, 1, 0,5, 0,25, 0,125 och 63 mm siktar tills vattnet var klart. Siktarna torkades i 60 C och materialet på varje sikt vägdes. Den del av provet som var mindre än 63 mm samlades upp i en bägare och allt vatten ångades bort. Knappt 5 g av det torkade materialet dispergerades i 80 ml 5 M natriumpyrofosfat över natten och behandlades med ultraljud innan proverna analyserades i en SediGraph 5100 (Micromeretics) på Geovetenskapliga institutionen vid Göteborgs Universitet. För att få en uppfattning om provets vattenhalt vägdes 20 g av samma prov före och efter torkning över natten i 60 C och innan kornstorlekskurvorna sammanställdes korrigerades provernas vikt för vattenhalten. Den organiska halten i lerproverna bedömdes som ringa, därför gjordes ingen behandling för att ta bort eventuellt organiskt material. 2.3 Analys av huvudämnen och spårämnen - lera Samma 12 prover av lera som analyserades i sedigrafen analyserades även med SEM-EDS och LA-ICPMS. 2.3.1 Framställning av glas Det torkade materialet (< 63 mm) från våtsikningen maldes i omgångar i en agatmortel tills kornstorleken var mindre än en micron vilket krävs för att glasen ska bli homogena. Morteln rengjordes noggrant mellan varje prov och förkontaminerades med provet för att 14

undvika kontaminering. Ungefär 1 gram prov vägdes upp i en torr degel, torkades i 110 C i 20 minuter och vägdes. Därefter glödgades proverna i 1000 C i 20 minuter. Efter att proverna svalnat vägdes de på nytt och glödgningsförlusten beräknades. Glödgningen gör så att provet oxideras vilket möjliggör att allt järn kan analyseras som Fe 2 O 3, dessutom underlättas smältningen av provet. Ca 0,1 g av provet placerades i en kolbelagd molybdenbåt som monterades mellan två kopparelektroder i en kammare som fylldes med argongas. Proven upphettades i två steg, först med 20 V i 20 sekunder och sedan med 65 V tills hela provet smält. Glasen bröts sedan ur molybdenbåtarna och skärvorna monterades på högkant och gjöts till en epoxypuck som sedan slipades och diamantpolerades tills glasen framträdde fint. Slutligen belades puckarna med kol för att förbättra ledningsförmågan så att proverna inte laddas upp och förhindrar inkommande elektronstråle vid SEM-analys. 2.3.2 Analys av huvudämnen med SEM-EDS Na, Mg, Al, Si, P, S, K, Ca, Ti, Cr, Mn, Fe och Mo analyserades i ett svepelektronmikroskop (SEM), modell Zeiss DSM 940 med en röntgenstråledetektor (Energy-Dispersive Spectrometer) på Geovetenskapliga institutionen vid Göteborgs universitet. Lämpliga områden på glasen, med hänsyn till homogenitet, valdes ut för analys med hjälp av BSEbilder (BackScattered Electron). Sex analyser gjordes på varje prov och instrumentet kalibrerades mot en Coboltstandard varje halvtimma. Medelvärde samt standardavvikelse beräknades och resultatet omräknades till 100 % utan Mo för att justera för eventuell kontaminering från molybdenbåten. Det material som glasen gjöts av var av samma material som användes för kornstorleksanalysen i sedigrafen. Detta material dispergerades i 5 M natriumpyrofosfat vilket resulterade i höga värden av P 2 O 5 i de flesta proverna. Därför har resultaten även räknats om till 100 % utan P 2 O 5 och Na 2 O. För att få ett mått på sedimentets vittringsgrad har Chemical Index of Alteration beräknats. Värdet är ett mått på proportionen av Al 2 O 3 jämfört med de rörliga oxiderna i det analyserade provet. Eftersom den övre jordskorpan består av mer än 50 % fältspat ger värdet ett mått på till vilken grad fältspaterna omvandlats till lermineral vid vittring (Taylor & McLennan, 1985). Vid beräkningen används molekylära proportioner (Nesbitt & Young, 1982). CIA = [ Al 2 O 3 / (Al 2 O 3 + CaO* + Na 2 O + K 2 O) ] x 100 CaO* = endast mängden CaO i silikatmineralen, därför görs korrigering för karbonat och apatitinnehåll. Vid dessa beräkningar har inga korrektioner för karbonat eller apatit gjorts. Dessutom har Na 2 O uteslutits ur formeln eftersom dessa värden inte kan anses som pålitliga (se förklaring ovan). De resulterande värdena blir därmed för höga och får därför endast anses som ett ungefärligt mått på vittringsgraden. 2.3.3 Analys av spårämnen med LA-ICP-MS Kolbeläggningen på provpuckarna slipades bort. Spårämnena i proverna analyserades med en Cetax LSX200 UV-laser kopplad till en HP 4500 ICP-MS vid Geovetenskapliga institutionen 15

vid Göteborgs universitet. 2 analyser gjordes på varje prov med en spot size på 200 µm med scanhastigheten 5 µm/s och en scanlängd på minst 30 µm. Gasblank och NIST 612 standard kördes mellan var tredje prov. 2.4 Kornstorleksanalys - sand Sanden torkades över natt i 105 C och stenar större än 2 cm plockades bort. Proverna delades genom koning och kvadrering ner till en provmängd av ca 70 g. Den invägda sanden dispergerades i 250 ml 5 M natriumpyrofosfat över natt. Sedan tvättsiktades proverna genom en 74 mm tvättsikt och återstoden torkades i 105 C och vägdes. Sanden siktades genom 4, 2, 1, 0,5, 0,25, 0,125, 74 mm siktar i 7 minuter. Siktarna vägdes in före siktning och siktarna med respektive provmängd efter siktning vägdes varefter kvarstannad provmängd beräknades. Resultaten sammanställdes i frekvensdiagram. Udden-Wentworths skala användes vid klassificeringen av respektive kornstorleksklass och i kornstorleksdiagrammen användes enheten phi (φ) (Prothero & Schwab, 2004). 2.5 Bestämning av litologisk sammansättning - sand Ca 300 sandkorn av 1-2 mm fraktionen i varje sandprov identifierades och sorterades i 14 olika kategorier under lupp. Sandkornen identifierades genom att de jämfördes med kända korn. HCL användes för att kontrollera om proverna innehöll sandkorn av kalksten. Följande kategorier användes: Skiffer, sandsten, kvarts, fältspat, kalk, biotit, muskovit, mörka finkorniga, kvarts med fältspat, kvarts med fältspat och biotit/hornblände, kvarts med biotit/hornblände, fältspat med biotit/hornblände, väl avrundad kvarts samt övriga. I fyra av proverna gav siktningen mindre än 300 sandkorn i fraktionen 1-2 mm, i dessa fall identifierades och sorterades alla tillgängliga sandkorn i fraktionen. 3. Resultat 3.1 Kornstorleksfördelning - lera Samtliga prover består av styv eller mycket styv lera. Separata diagram över frekvens och kumulativ frekvens för respektive prov finns i bilaga 1. Leran från ryggarna har en likartad kornstorleksfördelning med en lerhalt på 51-55 %. Ungefär 40 % utgörs av silt medan 5-10 % är sand. Kornstorleksfördelningen varierar med djupet i leran från både Kollbogården och Brunnsbomarken. Vid Kollbogården minskar lerhalten med djupet, från 77 % lera, 21 % silt och 2 % sand, vid ett djup på 6,4 m till 57 % lera och 43 % silt vid 16 meters djup. På 22 meters djup visar sig den grå leran (10 YR 5/1 grey) vara mycket styv med en lerhalt på 74 % medan den röda leran (10 YR 4/2 dark greyish brown) är styv med en lerhalt på 58 %. Leran vid Brunnsbomarken är styv, med en lerhalt på 56 respektive 50 % vid 4,5 och 7,8 meters djup. Vid 7,8 m utgörs sedimentet även av 3 % sand. På 14 meters djup är leran mycket styv med en lerhalt på 62 %. I figur 5 som visar kumulativ frekvens för alla 12 lerproverna, kan man se att proverna som kommer från borrhålen och är tagna vid olika djup, varierar mer inbördes än de prover som är tagna från ryggarna vid tre olika lokaler. Man kan också se att proverna från ryggarna är något grövre än proverna från Kollbogården. 16

Kumulativ frekvens - lera 10 9 Cumulative frequency (%) 8 7 6 5 4 3 1-1,0 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0 6,0 7,0 8,0 9,0 1 11,0 12,0 Grain size (φ) Leran i ryggarna Kollbogården Brunnsbomarken Figur 5. Kumulativt frekvensdiagram över samtliga 12 lerprover. Proverna från leran i ryggarna är ganska lika och något grövre än leran vid Kollbogården. Proverna tagna från borrhål (Kollbogården & Brunnsbomarken) varierar mer inbördes än de prover som är tagna i ryggarna från olika lokaler. Alla proverna från ryggarna har toppar vid 3-4 φ (figur 6). Frekvens - lera 15,0 Frequency (%) 1 5,0-1,0 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0 6,0 7,0 8,0 9,0 1 11,0 12,0 Grain size (φ) Leran i ryggarna Kollbogården Brunnsbomarken Figur 6. Frekvensdiagram över samtliga 12 lerprover. Alla proverna från ryggarna har toppar vid 3-4 φ. 17

3.2 Huvudämnen - lera Värdena för de analyserade huvudämnena, LOI (Loss on ignition) samt uppgifter om MoO 3 (kontaminering från molybdenbåten) för samtliga lerprover finns redovisade i bilaga 2. Variationen i den geokemiska sammansättningen mellan de olika proverna är inte stor. Medelvärdet av SiO 2 -halten i leran från ryggarna ligger på 68,5 % och andelen Al 2 O 3 är ungefär 16 %. Vid Kollbogården varierar SiO 2 -halten mellan 61 och 69 % medan andelen Al 2 O 3 ligger mellan ungefär15,5 till drygt 18 %. Motsvarande värden vid Brunnsbomarken är 68-72 % (SiO 2 ) samt 14,5-16 % (Al 2 O 3 ). Lerornas geokemiska sammansättning (i molekylära proportioner) sammanfattas i triangeldiagrammet i figur 7. Alla prover plottar samlat i en av de mindre trianglarna men figur 8, som är en förstoring av detta område, visar att proverna från Kollbogården och Brunnsbomarken har en större spridning än proverna från ryggarna. Figur 7. Triangeldiagrammet visar den geokemiska sammansättningen (i molekylära proportioner) hos de 12 analyserade lerproverna. Röda kryss= prover från ryggarna, blå kryss=kollbogården, svarta kryss=brunnsbomarken. 18

Figur 8. Triangeldiagrammet är en förstoring av det begränsade området i figur7 där samtliga lerprover plottar. Lerorna från olika djup vid Kollbogården (blå kryss) och Brunnsbomarken (svarta kryss) visar en större variation i den geokemiska sammansättningen än leran från ryggarna (röda kryss). 19

Tabell 3 visar CIA (modifierad) för de analyserade proverna. Alla lerorna visar en måttlig vittringsgrad. Tabell 4 anger typiska värden för CIA enligt Nesbitt & Young (1982). De modifierade CIA värdena är för höga (se tidigare förklaring) och kan bara anses som ett ungefärligt mått på vittringsgraden. Lerorna överensstämmer dock väl med Nesbitt & Youngs (1982) typiska värden för glacial lera från Pleistocene. Leran från ryggarna har en likartad vittringsgrad, undantaget ena provet från Stenåsen (12105) som har ett något lägre index. Vid Kollbogården, på slätten mellan ryggarna, varierar CIA (modifierad) från 59 till 66 och indicerar att det översta provet (på 6,4 m) är mer vittrat än de andra. Vid Brunnsbomarken ökar vittringsgraden på leran med djupet. Tabell 3. Chemical Index of Alteration (modifierad) för lerorna i ryggarna (de första 4), på slätten mellan ryggarna (Kollbogården), samt söder om Skaralinjen (Brunnsbomarken). Lokal Djup (m) Provnr CIA (modifierad) Ö om L. Erikstorp 205 66 Stenåsen 305 64 Stenåsen 12105 61 Lundsbrunn 3 13705 65 Kollbogården 6,4 1005 66 8,4 1305 59 16 1905 63 22 (grå) 2405 62 22 (röd) 2505 63 Brunnsbomarken 4,5 15805 60 7,8 16005 62 14 16505 64 Tabell 4. Typiska värden för CIA enligt Nesbitt &Young,1982. CIA Albit 50 Anorthit 50 Kaliumfältspat 50 Illit 75-85 Montmorillonit 75-85 Kaolinit 100 Klorit 100 Basalt 30-45 Graniter & granodioriter 45-55 Glacial lera från Pleistocene ~ 65 20

3.3 Spårämnen - lera Samtliga resultat från spårämnesanalysen av de 12 undersökta proverna finns i bilaga 3. Inte heller med hjälp av spårämnesanalyserna kan några tydliga skillnader mellan leran i ryggarna och leran på slätten mellan ryggarna urskiljas. De sällsynta jordartsmetallerna (REE = rare earth elements) i proverna har chondritenormaliserats (Evensen et al., 1978) i figur 9. Proverna har en hög andel REE och de visar alla ett liknande mönster med en anrikning av de lätta sällsynta jordartsmetallerna (LREE = light rare earth elements) och en negativ Euanomali, medan de tunga (HREE = heavy rare earth elements) har en horisontell fördelning. Värdena för REE visar inga stora variationer mellan de olika proverna. Mönstret liknar värdena för den metagråvacka från Nordön, tillhörande Stora Le-Marstrands formationen (Saraiva, 2000), som plottats för jämförelse i figur 10. Liknande mönster uppvisar även PAAS (Post-Archean average Australian shale), NASC (North American shale composite) (Taylor & McLennan, 1985). 1000 REE-Diagram Lera från mellansvenska israndzonen, väster om Billingen Figur 9. Chondritenormaliserade värden för REE i de 12 analyserade proverna (Evensen et al., 1978). Sample/Chondrite 100 10 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Leran från ryggarna Brunnsbomarken Kollbogården Sample/Chondrite 1000 100 10 REE-Diagram La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Figur 10. Chondritenormaliserade värden för REE i en metagråvacka från Nordön som tillhör Stora Le- Marstrands formationen (Saraiva, 2000) har plottats för jämförelse. Liknande mönster visar även PAAS (Post-Archean average Australian shale) samt NASC (North American shale composite). Värdena är hämtade från tabell 2.10, Taylor & McLennan (1985). Nordön PAAS NASC 21

För att försöka tydliggöra eventuella skillnader mellan de olika proverna har de även normaliserats mot ett medelvärde av proverna från Brunnsbomarken (figur 11). Här kan man se att proverna 1305 och 2405 (Kollbogården, 8,4 resp. 22 m) har en något högre andel REE än de övriga. Det avvikande värdet på Pr antas vara felaktigt. Något samband mellan kornstorlek eller färg och de höga värdena kan inte urskiljas. Sample/Medel Brunnsbomarken 2 1,8 1,6 1,4 1,2 1 0,8 0,6 REE-Diagram La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 0205 0305 12105 13705 1005 1305 1905 2405 2505 15805 16005 16505 Figur11. Diagrammet visar REE för de 12 analyserade proverna normaliserade mot ett medelvärde av proverna vid Brunnsbomarken. Proverna markerade i röd färg kommer från leran i ryggarna, de blå från Kollbogården och de svarta från Brunnsbomarken. 3.4 Kornstorleksfördelning - sand Kornstorleksfördelningen i de 25 undersökta proverna redovisas i bilaga 4. Sandproverna har i figur 12 indelats grovt i kategorierna sand från slätterna och sand från ryggarna. I kategorin sand från ryggarna ingår prover tagna i den östra delen av området. Här övergår de annars tydligt markerade ryggarna i ett komplext system av isälvsavlagringar, vilket gör indelningen av proverna vansklig. Proverna från slätterna har sin tyngdpunkt i sandfraktionerna. Sanden från ryggarna har en större variation och är något grövre. Pebble+Granule Sand från slätterna Sand från ryggarna Sand Figur 12. Kornstorleksfördelningen i sandproverna fördelat på prover från slätterna respektive ryggarna. Silt+Clay 22

3.5 Litologisk sammansättning - sand Den litologiska sammansättningen i de 25 undersökta sandproverna från ytlagren redovisas i bilaga 5. Figur 13 visar en sammanställning över fördelningen av skiffer och sandsten vid de olika lokalerna. Första siffran anger andelen skiffer i procent av det totala provet och andra siffran anger andelen sandsten. Lokaler representerade av ett kors innebär att de har bedömts tillhöra kategorin Sand från ryggarna medan en ring betyder Sand från slätterna. Figur 13. Kartan visar fördelningen av skiffer (första siffran) och sandsten (andra siffran) i procent av totalt prov vid de 25 olika lokalerna. Lokaler markerade med ett kors har bedömts representera prover tagna på ryggarna, medan runda ringar representerar lokaler där proverna är tagna på slätterna mellan ryggarna. 23

Vid tre av lokalerna har den litologiska sammansättningen även undersökts i djupled, se tabell 5. Vid Kyrkebo, på slätten söder om Ledsjölinjen ökar andelen skiffer- och sandstenskorn med djupet. Söder om Skånings-Åsakalinjen, vid Märene är andelen skiffer och sandsten högst vid ytan, för att sedan minska på djupet. En möjlig tolkning är att sanden vid Kyrkebo i större utsträckning har utsatts för omarbetning av havet, än sanden vid Märene. Vid Kollbogården minskar andelen sandsten i proverna med djupet medan andelen skiffer ökar något vid fem meters djup. Tabell 5. Litologisk sammansättning i djupled vid Kollbogården, Kyrkebo och Märene ( M. Johnson, personlig kommunikation, 2006) Lokal Prov nr Djup (m) Skiffer av Sandsten av totalt prov (%) totalt prov (%) Kollbogården VG-04-05 0,5 3,4 15,7 VG-07-05 5,0 7,5 12,5 VG-05-05 5,8 2,1 4,1 Kyrkebo VG-53-05 2,0 0,6 1,2 VG-57-05 3,7 8,9 17,5 VG-59-05 4,5 15,3 22,8 Märene VG-46-05 0,5 36,2 11,3 VG-47-05 1,5 16,2 6,6 VG-49-05 2,5 9,8 4,6 VG-51-05 4,8 5,8 2,6 Fördelningen mellan sedimentära och kristallina sandkorn (i %) på slätterna mellan ryggarna är ungefär 33/67, vilket baserats på 14 lokaler. Motsvarande proportioner för ryggarna är 8/92, baserat på 11 lokaler. Skiffer och sandsten saknas således inte helt på ryggarna, men de sedimentära sandkornen har en tydligt större andel på slätterna mellan ryggarna. Andelen skiffer i sandproverna ökar söder ut och är högst på slätten mellan Skånings- Åsakalinjen och Skaralinjen. Fördelningen av sandstenskorn visar inga tydliga mönster. VG-101-05 vid Krogstorp och VG-186-05 norr om Rödjeholm är exempel på prover som helt saknar, respektive har en mycket liten andel skiffer och sandstenskorn. Dessa prover är tagna i en rullstensås, respektive i ett randdelta. Kalkstenskorn har bara påträffats vid två lokaler (Ölandaån och Stjälkholmen), kanske beroende på att proverna är tagna vid ytan där kalkkornen kan ha lösts upp. 24

4. Diskussion & Slutsatser Några tydliga skillnader mellan leran i ryggarna och leran på slätterna mellan ryggarna kan inte urskiljas med hjälp av den information om kornstorleksfördelning eller de kunskaper om lerans geokemi som framkommit i undersökningarna. Leran i ryggarna är något grövre än lerorna från slätterna och har toppar vid 3-4 φ (mycket fin sand) vilket kan bero på att materialet i ryggarna är mer ihopblandat. Leran på slätterna är skiktad och mer sorterad än i ryggarna. Möjligen är lerproverna från slätterna tagna från delar av sedimentet mellan skikten av silt och sand. Varken huvudämnen eller spårämnen indikerar tydliga skillnader mellan leran i ryggarna och leran på slätten mellan ryggarna. Den måttliga vittringsgraden som framgår av beräkningen av Chemical Index of Alteration (dock modifierad) överensstämmer väl med den miljö som förmodas ha varit rådande vid isens närhet. Eftersom provmaterialet hade dispergerats i natriumpyrofosfat vilket gav upphov till höga värden på P 2 O 5 bör man vara försiktig med att jämföra värdena med andra undersökningar. Ammoniak (5%) hade varit ett bättre dispergeringsmedel att använda (D. Cornell, personlig kommunikation, december, 2005). Kurvorna för de plottade värdena på REE visar alla ett typiskt mönster liknande en granodioritisk sammansättning (McLennan, 1989), med en anrikning av LREE och en negativ Europium anomali. Anrikningen av de lätta REE kan bero på att de har en något större jonradie än de tunga och att de därför får lite olika egenskaper. De lätta REE anses vara mer inkompatibla än de tunga och dessa kan därför anrikas vid partiell smältning av manteln eller kristallint berg, eftersom de föredrar smältan framför den solida fasen (Brownlow, 1996; McLennan, 1989). Den negativa Eu-anomalin kan bero på att leran har sitt ursprung ur material från en smälta som bildats när plagioklas varit i en stabil fas eller när plagioklas kristalliserats och förts undan från smältan. Sådana smältor brukar vara urlakade på Eu (McLennan, 1989). I en reducerande miljö, såsom i manteln eller undre jordskorpan kan europium finnas i divalent tillstånd. Den divalenta Eu-jonen är då lik Sr 2+ och ersätter gärna Ca 2+ i fältspater, särskilt plagioklas. Taylor & McLennan (1985) antyder ett samband mellan mycket finkorniga sediment och höga värden på REE vilket skulle kunna vara en förklaring till de höga värdena för REE i lerorna från området. Enligt McLennan (1989) resulterar en koncentration av lermineraler i gyttjor och leror också i höga REE-värden. För att konstatera detta samband krävs dock information om lerornas mineralogi, vilket inte ryms inom detta projekt. Sedimentets ursprung är den viktigaste faktor som påverkar innehållet av REE i klastiska sediment, eftersom REE är olösliga och finns i mycket låga koncentrationer i vattnet i åar och hav. De REE som finns i sediment förflyttas huvudsakligen i fast form och reflekterar därför ursprungskällans kemi (McLennan, 1989; Rollinson, 1993). Med detta i åtanke, visar resultaten att leran både i ryggarna och på slätterna kan ha ett liknande ursprung. Slutsatsen från undersökningarna av leran är att resultaten kan indikera att leran på slätterna är densamma som i ryggarna. Att analyserna av leran från Brunnsbomarken inte skiljer sig tydligt från de övriga analyserade proverna antyder dock att uppgifterna om lerans kornstorleksfördelning, huvudämnen samt spårämnen inte är tillräckliga för att urskilja olika stratigrafiska enheter. Undersökningarna visar alltså att inga säkra slutsatser kan dras, med 25

enbart denna kunskap om geokemi och kornstorleksanalyser, gällande om leran på slätterna utgör samma stratigrafiska enhet som leran i ryggarna. Ytterligare information krävs för att kunna skapa mer klarhet om eventuella skillnader, t.ex. kunskaper om lerans mineralogi. För att få en bättre uppfattning om omfattningen av skiftningarna i lerans nyans och kornstorlekssammansättning krävs analyser av en kontinuerlig kärna. Leran i ryggarna är hård och kompakt, vilket kan försvåra eller begränsa borrningar. Därför skulle dokumentation och analyser av sedimenten och dess strukturer i skärningar vara ett bra komplement. Utmärkta förutsättningar för detta finns i samband med ombyggnaden av E20 mellan Lundsbrunn och Holmestad. Den litologiska sammansättningen av sanden och gruset som ofta täcker de finare sedimenten i området ger inga tydliga mönster som avslöjar dess ursprung. Andelen skiffer i proverna ökar söder ut och är högst söder om Skånings-Åsakalinjen. På SGU:s karta över uranhalt, beräknad ur markytans naturliga gammastrålning, orsakad av naturligt förekommande uran-238 i markytan (figur 14), syns ett tydligt stråk i öst-västlig riktning strax söder om Skånings-Åsakalinjen med höga halter av uran. Kamelandskapet Valle Härad som till stor del består av kambro-siluriskt material avtecknas också mycket väl. Alunskiffern från Billingen har en medelhalt av uran på 300 ppm (Edling, 1974). Det kan vara så att de högre uranhalterna söder om Skånings-Åsakalinjen enligt SGU:s karta härrör från en ökande andel skiffer i ytlagren. Figur14. Karta över uranhalt, beräknad ur markytans naturliga gammastrålning, orsakad av naturligt förekommande uran-238 i markytan (SGU, 2007). Bilden antyder att ett samband finns mellan den ökande andelen skiffer söder om Skånings-Åsakalinjen och höga uranhalter. Några tydliga trender i öst-västlig riktning, t.ex. avtagande frekvens av kambriskt material eller minskande kornstorlek västerut (Lundqvist, 1931, Johansson, 1937, Christiansson et al. 1967) kan inte utläsas av undersökningarna. Detta kan bero på att proverna är tagna för sporadiskt och vid för få lokaler. Fler sandprover, tagna på ett mer systematiskt och strategiskt vis borde rimligen kunna bekräfta tidigare resultat. 26