Åska längs Sveriges kuster

Examensarbete vid Institutionen för geovetenskaper

ISSN 1650-6553 Nr 21

Åska längs Sveriges kuster

Till Mattias

Tack för ditt stöd!

Åska längs Sveriges kuster

Av Ulrika Andersson

Uppsala universitet, Sverige Maj, 2002

Sammanfattning

Åskan har i alla tider påverkat livet på jorden med sin enorma kraft. Det har skapats och berättats många skrönor och historier angående olika budskap och bestraffningar i samband med åska. Inte förrän i modern tid har människan börjat att förstå uppkomsten och fysiken bakom åska, som inte än är helt förklarat i detalj. Sedan år 1987, då blixtpejlsystemet LLP (Lightning Location System) installerades i Sverige, har blixtnedslagen och deras egenskaper registrerats och sparats i stora databaser i Sverige. Detta kan ses som en milstolpe i åskforskningen, då mer information om ett blixtnedslag går att erhållas. Utbyggnader och effektivisering av LLP-systemet (blixtpejlsystemet) sker nu i samarbete med andra nordiska länder.

Examensarbetet börjar med en introduktion om hur åska uppkommer samt dess elektriska uppladdningsprocesser för att sedan vidare gå in på blixtens fysik. Därefter följer en presentation av LLP-systemet, dess uppbyggnad och funktion.

Fördelningen av blixtnedslag längs södra Sveriges kuster under olika förutsättningar, som tid på året, blixtens amplitud och nedslagsplats har studerats. Olika uppkomna effekter av blixtdensiteten längs kusterna till följd av meteorologiska faktorer, som land- och sjöbris, hävningseffekter samt konvektion har studerats. Studier visar att blixtnedslagens densitet är beroende av underlaget och dess egenskaper, som varierar under årstiderna. Sommartid observeras fler blixtnedslag in över land, medan för höstperioden förflyttas detta maximum ut över hav. Land- och sjöbris kan på västkusten ha en påverkande effekt, då ett intensitets-minimum observeras strax utanför kustbandet.

En fallstudie av en åskfrontpassage, som passerade över södra och mellersta Sverige den 16 augusti 2001, har studerats med avseende på den uppkomna tråglinjen, så kallad ”squall line”, i samband med frontpassagen. Den genererade kraftig och intensiv blixtaktivitet innan själva frontens ankomst västerifrån.

Här ovan har enbart meteorologiska effekter på uppkomsten av åska behandlats. Även den lokala mark- och havsytan kan ge upphov till elektriska fenomen, som har betydelse för uppkomsten av blixtar. Därför studerades de elektriska rymdladdningarna i atmosfären och olika effekter beroende på underlagets skrovlighet. De teoretiska studierna visar på en ökning av rymdladdningsdensiteten över områden med skrovligare underlag, som in över land, vid kraftiga konvektiva moln med höga elektriska fält. Lägre rymdladdningsdensitet över havsytor medför att över hav kan det förekomma mycket högre elektriska fältstyrkor än över ojämn mark. Däremot kan höga föremål ute till havs, som master och vindkraftverk, lätt utlösa blixturladdningar.

Innehåll

Sammanfattning

3

Innehåll

4

1. Inledning

5

2. Teori

6

2.1 Meteorologiska förutsättningar för åska 6

2.2 Åskmolnets elektriska struktur 6

2.3 Laddningsmekanismer 7

2.3.1 Molnstadiet 8

2.3.2 Regnstadiet 9

2.3.3 Hagelstadiet 10

2.4 Fysiken bakom blixten 10

2.5 Rymdladdningar i atmosfären 13

3. Mätmetoder

15

3.1 Blixtlokaliseringssystemet LLP 15

3.2 Felkällor och begränsningsfaktorer hos LLP 17

3.3 Acceptansen och effektiviteten hos LLP 18

4.

Undersökningar

19

4.1 Blixtfördelning land-hav under olika förutsättningar 19

4.1.1 Framtagningar av statistiska data ur blixtdatabas 19

4.1.2 Bearbetning och uppdelning 19

4.2 Fallstudie av åskfrontspassage 19

4.3 Teoretiska studier av rymdladdningsdensiteten 20

5. Resultat

20

5.1 Blixtfördelning land-hav under olika förutsättningar 20

5.1.1 Västkusten, sommarperiod 20

5.1.2 Västkusten, höstperiod 21

5.1.3 Ostkusten, sommarperiod 23

5.1.4 Ostkusten, höstperiod 24

5.2 Effekter vid kustlinjerna 24

5.2.1 Västkusten 24

5.2.2 Ostkusten 25

5.3 Resultat av åskfrontpassage 26

5.4 Rymdladdningar i atmosfären vid olika underlag 30

6.

Diskussion

och

slutsatser

31

Tack

34

Referenser

35

Appendix

för

bifogade

bilagor

37

1. Inledning

Åska har i alla tider påverkat och fascinerat oss människor genom sin mäktiga kraft. Dagens samhälle, som är beroende av olika elektriska system, är mer känsligt för de elektriska överslag som ett blixtnedslag orsakar. Befolkningen ute på landsbygden påverkas i större utsträckning av blixtnedslag, då de flesta elledningarna är luftburna och därmed mer sårbara. I en stad påverkas inte infrastrukturen lika mycket av blixtnedslagen, då elledningarna är skyddade nere i marken.

Dagens moderna samhälle är enormt energikrävande och i kombination med avvecklingsplaner för kärnkraftverken som energikälla har andra alternativa energikällor dykt upp. Aktuellt idag är utbyggnader av vindkraftverksparker runt om i landet. Vindkraftverken är miljövänliga energiproducenter, som vanligtvis kräver en liten tillsyn och reparation, förutom de vindkraftverk som träffats och tilltygats av blixten.

Under de senaste åren har skadeverkningarna hos vindkraftverken, som orsakats av åskan, ökat markant, samtidigt som antalet vindkraftverk ökar (Cotton et.al., 2000). Skadorna som uppkommer vid ett blixtnedslag i ett vindkraftverk kan få förödande konsekvenser, då vindkraftverket i vissa fall kan bli helt förstört, med utebliven energiproduktion som följd. Vid sådana nedslag måste en omfattande reparation utföras, vilket även betyder stora ekonomiska kostnader för kraftbolagen ifråga. Den vanligaste följden av ett blixtnedslag är mindre kostsamma skador, såsom störningar i dess elektriska- eller kontrollsystem, vilket relativt enkelt kan repareras, (Soerensen et.al., 1999).

Aktuellt idag är placeringar av vindkraftverk ute till havs, där utbytet av energi ur vindar är större. Spekulationer är att dessa vindkraftverk kommer att påverkas i större grad av blixtnedslag, än de landplacerade vindkraftverken. Vad som står klart är att de havsplacerade vindkraftverken kommer att få dyrare reparationskostnader, då de är mer svårtillgängliga (Soerensen et.al., 1999).

I följande arbete har jag, utifrån de av LLP-systemet registrerade blixtnedslag, studerat blixtnedslagens olika fördelningar under olika förhållanden längs södra Sveriges kuster samt studerat en åskfrontpassage över södra och mellersta Sverige. Studien om blixtnedslagen längs kusterna kan vara av hjälp för framtida åskstudier i kustbanden i samband med placeringar av vindkraftverk. Åskfrontpassagen har studerats i syfte på att öka förståelsen för olika typer av tryckstörningar i atmosfären kopplat till blixtaktiviteter.

Tidigare undersökningar har visat att över hav har högre elektriska fältstyrkor observerats än över land (Chauzy och Raizonville, 1982). Detta beror förmodligen på förekomsten av rymdladdningar. Därför har effekterna av rymdladdningsdensiteten här studerats teoretiskt med avseende på land- och havsytor.

Figur 1.1. Åskskadat vindkraftverk (Soerensen et.al., 1999). 5

2. Teori

2.1 Meteorologiska förutsättningar för åska

För att åska ska kunna bildas måste förhållandena vara gynnsamma för bildande av cumulonimbus (CB) moln. Dock ger långt ifrån alla CB moln upphov till åska. Villkoren för CB-bildning är att atmosfärens skiktning i vertikalled måste vara labil eller villkorligt labil i alla nivåer (Liljequist, 1962). Vid denna skiktning ges möjligheten för luftpaket att kraftigt hävas från marknivån och vidare uppåt i atmosfären utan att bromsas upp, dvs. så kallad fri konvektion. Kraftigare konvektion skyndar på uppbyggnadsprocessen av CB-molnen. Tidpunkter då kraftigast konvektion förekommer i atmosfären är under sommareftermiddagar, då markytan har hunnit värmas upp under dagen och en kraftig temperaturgradient uppkommit nära markytan. Vidare gynnar hög luftfuktighet uppkomsten av CB-moln och kombinationen mellan fuktig luft och kraftig konvektion från en varm markyta gör luften i atmosfären fuktlabil. Den ovan beskrivna åskbildningen är ett typiskt värmeåskväder, som uppkommer då kraftig konvektion av fuktig och varm luft förekommer i en labil atmosfär. Värmeåskväder är bäst utvecklade över land sommartid under varma eftermiddagar och nattetid ute över haven, beroende på att konvektionen är bäst utvecklad under dessa förhållanden. Under hösten och vintern förekommer värmeåskväder huvudsakligen ute till havs, då havets vattentemperatur är högre än ovanliggande luftmassor vilket sätter i gång konvektionsmekanismen. Under värmeåskväder känns luften kvav och tryckande till följd av luftens höga temperatur och fuktighet. Dock sker inget väderomslag i samband med värmeåskväder då denna typ av åska förekommer i samma slags luftmassa.

Väderomslag uppkommer däremot i samband med passage av frontåskväder. Den vanligaste typen av frontåska är åska i samband med en kallfront, då frontens lutning medför kraftigare hävning av den undanträngda varmare och fuktigare luftmassan och därmed intensivare CB-bildning. CB-molnen blir även högre och ligger tillsammans i ett brett band i nära anslutning till fronten. Detta ger problem för flyget då de insprängda CB-molnen nära fronten är svåra och riskabla att flyga igenom (Liljequist, 1962).

Andra källor till uppkomsten av åska är inverkan av orografin, främst då varm och fuktig luft tvingas hävas uppför ett hinder. Ett exempel är en bergskedja, med labilisering av luftmassan och molnbildning som följd. Molnbildningen och därmed åskbildningen sker på lovartsidan av bergskedjan, medan på läsidan upplöses molnbildningen till följd av nedsjunkande luftrörelse längs bergssidan.

2.2 Åskmolnets elektriska struktur

Laddningarna inom och utanför ett CB-moln är i ständig rörelse alltefter molnet utvecklas. I stora drag har CB-molnets nedre del ett överskott av negativa laddningar och i molnets övre del råder ett överskott av positiva laddningar, se figur 2.2.1. Denna laddningsfördelning i molnets undre del ger upphov till höga elektriska fält på marken och detta kan ge upphov till små urladdningar. Detta kallas för korona och de kan uppenbara sig på höga föremål på marken i form av ett svagt ljussken. De positiva jonerna som samlas på höga föremål kolliderar med luftmolekyler och när de positiva jonerna tar upp en elektron så frigörs en viss mängd energi, vilket resulterar i ett svagt ljussken, S:t Elms eld (Cooray, 2000).

Figur 2.2.1. Den elektriska strukturen i ett åskmoln (Krehbiel, 1986).

De positiva laddningsfickorna, som kan finnas i molnets undre del, kan uppkomma från två olika källor. Dels av att uppvindar tar med sig positiv laddning från marken (se avsnitt 2.5 om rymdladdningar i atmosfären) eller dels att de positiva jonerna har bildats från kosmisk strålning på högre höjd, vilka sedan har transporterats nedåt och attraherats till molnets negativa laddningar (Krehbiel, 1986).

2.3 Laddningsmekanismer

Simuleringar utförda i laboratorium av hur konvektiva moln är uppbyggda fysikaliskt öppnar vägarna för beräkningar och förståelse för de mekanismer som elektriskt laddar molnen se figur 2.3.1.

Figur 2.3.1. Elektrifiering av ett cumulusmoln. a: Rymdladdningar attraheras till molnets topp och bas. b: Resulterande laddningsfördelning av a. c: Konvektionens effekt på laddningsfördelning och laddningsströmning (Chiu och Klett, 1976).

Jonisationen i atmosfären orsakas av den kosmiska bakgrundsstrålningen och luftens radioaktivitet. I luften finns en viss mängd joner, som rör sig i oordnade rörelsebanor. För att separera laddningarna måste det finnas ett elektriskt fält, som åtskiljer de positiva och negativa laddningarna och ger upphov till vertikala elektriska gradienter.

I atmosfären existerar ett elektriskt fält och dess riktning är vanligen nedåt, vilket gör markytan negativt laddad. Styrkan på fältet vid jordytan är ca 130 V/m (Liljequist 1962). Fältet är däremot ofta uppåtriktat under åskmoln och fältstyrkor upp mot 500 V/m (Beard och Ochs 1986) har uppmätts.

Laddningsmekanismerna delas in i två olika kategorier, dels separation på mikroskalan då joner bildas, som laddar moln- och nederbördspartiklar samt dels separation på molnskalan, där de laddade partiklarna grupperar sig.

Laddningsmekanismerna, som uppladdar molnen, kan indelas i tre olika stadium, moln-, regn- och hagelstadiet (Beard och Ochs, 1986).

2.3.1 Molnstadiet

Det första stadiet, molnstadiet, uppstår vid bildandet av konvektiva moln under en dag med vackert väder, cumulus-moln. Molnet kan i detta stadium elektrifieras genom diffusions-laddning, driftladdning och selektiv jonladdning.

Under diffusionsladdningen minskar jonantalet i molnet genom att jonerna binds till molndropparna. Ett jämviktsläge inträffar lokalt i molnet där bindningen mellan joner och molndroppar balanseras av jonproduktionen, som den kosmiska strålningen ger upphov till.

Med driftladdning menas att laddningarna genom olika rörelsesystem delar på sig och anhopar sig. Det elektriska fältet, som finns inom molnet, separerar laddningarna till molnets topp och bas. Konvektionen hjälper till att transportera negativ laddning uppåt i molnet och positiv laddning nedåt i molnets utkanter. Denna laddningsfördelning inom molnet attraherar i sin tur laddningar utanför molnet och en laddningsackumulation sker, vilket resulterar i en negativt laddad molnunderdel och en positivt laddad topp. Denna typ av laddningsprocess är den mest signifikanta mekanismen för elektrifiering av ett cumulusmoln.

Vid selektiv jonladdning fångar vattendropparna i tunna cumulusmoln selektivt jonerna genom Wilsoneffekten, se figur 2.3.2. Denna effekt uppstår, när polariserade vattendroppar attraherar laddade joner av en viss polaritet från en annars lika stor mängd positiv och negativ laddning. Vid situationer då de positiva jonerna rör sig snabbare än dropparnas fallhastighet kommer joner av båda polariteterna att infångas av vattendroppar. När dropparnas fallhastighet är större än de positiva jonernas kommer vattendropparna att föredra infångning av negativa joner.

Figur 2.3.2. Illustration av ”Wilsoneffekten”. Snabba joner till vänster (Beard och Ochs, 1986). 8

2.3.2 Regnstadiet

Under regnstadiet kompliceras laddningsmekanismerna av sönderdelning av droppar samt induktionseffekter mellan laddningarna. Regnstadiet definieras förekomma när molnet för första gången sänder ekon till radarn (Fält, 1992). Konvektionen är även i detta stadium en viktig ingrediens för molnets utveckling samt de laddade dropparnas rörelse.

Små vattendroppar (duggregnsdroppar) ger upphov till en laddningsseparation inom molnet, då de nedåtgående små dropparna drar till sig negativa joner och de överblivna positiva jonerna fångas av molndropparna, så kallade Wilsoneffekt. Elektrifieringen med hjälp av Wilsoneffekten är dock begränsad och existerar tills då fallhastigheterna för de positiva jonerna och de små dropparna är lika stora.

Kollisioner mellan molndroppar (radie: 10-100 µm) och duggregnsdroppar (radie: 100-1000 µm) (Beard och Ochs, 1986) leder till sammanslagning av droppar och deras tillväxt vid kollisionerna är den grundläggande mekanismen bakom bildning av regn. Kollisioner mellan större molndroppar (radie: 1-6 µm) och duggregnsdroppar bildar vid sammanslagningen endast en tillfällig sammanväxt droppe som sedan följs av sönderdelning i mindre droppar. Vid denna sönderdelning separerar och fördelar det elektriska fältet laddningarna hos de nybildade dropparna och gör dem polariserade. I större skala separeras laddningarna med hjälp av gravitationskraften (Beard och Ochs, 1986).

Kollisioner mellan två droppar, varvid laddning överförs, leder inte i alla fall till en tillfälligt större droppe, som sedan sönderfaller. Kollisionen kan leda till en växelverkan mellan dropparna, som slutligen medför att dropparna stöts ifrån varandra. Denna process kallas för induktionsladdning, där laddning överförs mellan droppar av olika storlek utan att dropparna kommer i kontakt med varandra och går samman, se figur 2.3.3. Mängden laddning som överförs mellan de polariserade dropparna, beror på vinkeln mellan kontaktpunkten och fältlinjerna, kontakttiden, laddningarnas relaxationstid, nettoladdningarna hos dropparna samt hur kraftigt polariserade dropparna är.

Figur 2.3.3. Laddningsöverföring mellan vattendroppar. a: Laddningsfördelning på en polariserad droppe. b: Kollision mellan dropparna. c: Laddning efter separation (Beard och Ochs, 1986).

Elektrifiering av moln med hjälp av induktionsladdning begränsas av att överföringen av laddning måste ske i samma tidsskala som kontakttiden. Det elektriska fältet kan inverka och slå samman dropparna till en större droppe samt att laddning kan tvingas att överföras över luftgap, vilket kräver ett starkare elektriskt fält (Beard och Ochs, 1986).

2.3.3 Hagelstadiet

Ett cumulusmoln går från regnstadiet in i hagelstadiet när molnet har en vertikal utsträckning så att molnets övre del består av iskristaller och ett karaktäristiskt städ hos CB molnet har bildats. I hagelstadiet inverkar nedisade molndroppar, hagel, elektrifieringen av molnet, vilket komplicerar laddningsprocesserna, då processer som termoelektrisk laddning och kontaktladdning tillkommer utöver den tidigare nämnda induktionsladdningen.

Ispartiklar har en lägre relaxationstid hos sina laddningar än vattendroppar, vilket minskar effektiviteten i överföringen av laddning mellan två laddade iskärnor. Däremot om ispartiklarna är blöta så sker laddningsöverföringarna med samma hastighet som hos vattendropparna. Den mest effektiva överföringen av laddning sker i ett stadium då blöta hagel kolliderar med iskristaller.

Processen termoelektrisk laddning innebär laddningsöverföring mellan molnpartiklar och nederbördspartiklar. Denna process är oberoende av ett yttre elektriskt fält. Termoelektrisk laddning är resultatet av en termiskt inducerad gradient, som skapas vid transporten av positiva och negativa laddningar mellan en nederbördspartikel och en mindre partikels kontaktyta (Beard och Ochs, 1986).

Kontaktladdning uppkommer mellan frysande nederbördspartiklar och iskristaller med negativ laddning. Stora mängder laddning kan byggas upp genom kontaktladdning, då denna process fortskrider snabbare än urladdning av nettoladdning genom ledning mellan partiklarna. Det är denna process som anses vara kapabel nog inom mikroskalig laddningsseparation att producera en stor del av ett åskmolns elektrifiering.

Laddningsmekanismerna i moln och åskmoln är många och varierande. Många mekanismer är inte helt klarlagda, eftersom vissa laddningsmekanismer är komplexa. Processerna blir mer komplexa vid övergången från ett cumulusmoln till ett CB-moln.

2.4. Fysiken bakom blixten

De olika laddningsmekanismerna, främst i hagelstadiet, laddar upp CB-molnet till den grad att laddningarna inte förmår att stanna kvar i de olika delarna av molnet. I detta stadium rusar de negativa laddningarna till molnets positivt laddade delar och en molnblixt har uppstått. Denna typ av blixt sker mellan de positiva och de negativa laddningarna inom ett CB-moln eller mellan olika CB-moln. Molnblixtarna kan vara svåra att upptäcka under dagtid med blotta ögat, men åskmullret kan höras. Dessa blixtar är i jämförelsevis med jordblixtar väldigt lite studerade och dess urladdningsprocess är ringa känd.

Däremot är de blixtar som förekommer mellan moln och jord, så kallade jordblixtar, betydligt mer studerade med avseende på deras egenskaper. Jordblixtarnas första bildningsfas börjar med ett elektriskt sammanbrott i CB-molnets nedre del mellan de positivt laddade fickorna och den negativt laddade molnbasen. Under detta sammanbrott förs elektroner via en kanal till de positiva laddningsfickorna, där laddningarna neutraliseras. Den ledande kanalen, som uppkom mellan de negativa och positiva delarna av molnet, fungerar som en transportkanal för elektronerna, se figur 2.4.1.. Med hjälp av denna kanal tar sig elektronerna till basen av åskmolnet, där en ökad koncentration av elektroner uppstår. Dessa elektroner har under sig på marken en inducerad positiv laddning och elektronerna i molnet strävar efter att nå dessa laddningar på marken. Luften mellan molnet och marken måste först göras ledande då luften vanligtvis fungerar som en isolator. Luften görs ledande genom att elektronerna i molnbasen skaffar sig elektroner, så kallade slavelektroner, i luften, som bygger en ledande kanal i etapper med start från molnbasen. I varje etapp, som är 10-100 m lång (se Cooray, 2000), rusar elektronerna från molnbasen ner i kanalen och skaffar sig i nedre änden av kanalen nya slavelektroner. Processen, som kallas stegurladdning, fortgår mot marken.

Figur 2.4.1. Skiss på stegurladdnings- Figur 2.4.2. Skiss på den process som uppkommer när steg- processen i ett åskmoln urladdningen närmar sig ett objekt på marken vid uppkomst av jordblixt och huvudurladdningens väg upp (Krider, 1986). (Krider, 1986).

När stegurladdningen närmar sig marken ökar den inducerade effekten på höga föremål på marken och ljusfenomenet korona intensifieras. Denna intensifiering ger upphov till att de positiva laddningarna attraherar de fria elektronerna i luften ovan. Attraktionen är så stark att de attraherade elektronerna i sin färd mot de positiva laddningarna krockar med andra luftatomer och river med sig deras elektroner. Kvar blir då luftatomernas positiva laddningar och denna kolonn växer med höjden alltefter elektronerna attraheras av markens positiva laddning. Denna process, som bygger en ledande kolonn av positiva laddningar, kallas för fångurladdning. Kolonnen strävar uppåt mot den nedåtkommande stegurladdningen.

Så småningom känner fång- och stegurladdningarna av varandra och accelererar mot varandra, se figur 2.4.2. I samma ögonblick som fång- och stegurladdningen når varandra rusar först elektronerna från stegurladdningens nedre del mot marken. Elektronerna längre upp i blixtkanalen rusar mot marken allteftersom lägre elektroner i kanalen rusat mot marken. Denna transport av elektroner från kanalen mot marken genererar en stor ström i kanalen,

vilket gör kanalen lysande av värmen. Elektronerna rör sig nedåt medan strömmen (huvudurladdningen) rör sig uppåt i kanalen. Strömstyrkor av ca 30.000 A, vissa upp till 200.000 A, har uppmätts vid nedslagspunkten (Cooray, 2000). Den snabba uppvärmningen av blixtkanalen, som elektronströmmen orsakar, ger upphov till att en chockvåg uppkommer på grund av den snabba expansionen av kanalluften. Denna chockvåg hörs på långt håll som åskmuller.

Huvudurladdningen tömmer det aktuella området i CB-molnet på elektroner och kvar blir de positiva laddningarna. Den nya positiva laddningsfickan kan ge upphov till nya urladdningar inom CB-molnet. Dessa nya urladdningar, så kallade K-pulser ger upphov till att elektroner transporteras till den nya positiva laddningsfickan och flyter sedan in i den avtagande huvudurladdningskanalen. Dessa elektroner strömmar sedan ner i kanalen mot marken och denna process kallas för pilurladdning se figur 2.4.3. När pilurladdningen nått marken startar efterföljande huvudurladdningar sin vandring uppåt i kanalen, med strömstyrkor på i medeltal 12.000 A (Cooray, 2000). Dessa efterföljande huvudurladdnings-processer kan fortgå i flera omgångar i samma blixtkanal som den första huvudurladdningen. Vanligast är dock fyra huvudurladdningar i en och samma blixtkanal (Cooray, 2000).

Figur 2.4.3. Skiss på utvecklingen av en pil-

urladdning i ett åskmoln (Krider, 1986).

Den föregående beskrivna blixtprocessen gäller den vanligaste förekommande jordblixten, den negativa. Det förekommer även positiva jordblixtar. Fysiken bakom de positiva jordblixtarna överensstämmer med de negativa förutom att de neutraliserar

molnets positivt laddade delar i övre delen av molnet. Dessutom uppvisar de positiva jordblixtarna i regel endast en huvudurladdning. Den har en högre strömstyrka och eventuellt efterföljande huvudurladdningar har även högre strömstyrkor (Rust, 1986). Detta i samband med dess tidsmässiga högre varaktighet gör att de positiva jordblixtarna vållar större skadeverkningar på och runt omkring nedslagspunkten. Flertalet samband mellan olika meteorologiska faktorer och förekommandet av positiva jordblixtar har påvisats med hjälp av olika undersökningar. Förekomsten av windshear, se figur 2.4.4, som separerar de positiva laddningarna från de negativa laddningarna i horisontalled, har visats sig öka förekomsten av positiva jordblixtar (Israelsson och Lundquist, 1980).

Figur 2.4.4. Åskmolnets utseende vid vindökning med höjden (”wind shear”) och den procentuella

förekomsten av positiva jordblixtar som funktion av ”wind shear” (Israelsson och Lundquist,1980).

Lika så har –10°C isotermen visats sig spela en roll för antalet positiva jordblixtar (Strandberg, 2000), då laddningsseparationen i CB molnet sker ovanför denna isoterm, vilket ger en indikation på var i molnet de positiva laddningarna kan finnas. Undersökningarna har visat att höjden på –10°C isotermen påverkar antalet positiva jordblixtar, då isotermens höjdökning minskar förekommandet av positiva jordblixtar.

2.5 Rymdladdningar i atmosfären

I atmosfären existerar det ett elektriskt fält, som vanligtvis är nedåtriktat och uppgår nära jordytan till ca 130 V/m (Liljequist, 1962). Fältstyrkan avtar med höjden i atmosfären, vilket betyder att det måste existera joner i luften. De positiva och negativa jonerna i en luftmassan tar, vid lika antal, ut varandra så att luftmassan verkar oladdad utåt. Vid ett överskott av endera jontypen verkar däremot luftmassan utåt vara elektriskt laddad. Denna laddning per

volymsenhet hos luftmassan kallas för rymdladdningsdensitet ρe [C/m3] och uttrycks (Tuomi,

1982): ) ( ₊− ₋ =e n n e ρ (1) där n₊= positiva jondensiteten n₋= negativa jondensiteten e= elektriska laddningen

I de övre delarna av atmosfären joniseras luftmassorna så gott som uteslutande av den kosmiska strålningen. De lägre delarna i atmosfären, närmast jordytan, joniseras luften till

största delen av strålningen från radioaktiva ämnen i atmosfären, framförallt radon och dess dotterprodukter.

Det elektriska fältet i atmosfären ger upphov till grupperingar av laddningarna. Den globala elektriska strömkretsen, som styrs av den globala åskförekomsten, ger upphov till att atmosfärens översta skikt är positivt laddad och markytan negativ. Närmast jordytan samlas därför positiva joner och längre upp i atmosfären negativa. Denna struktur av laddningar gäller för ett nedåtriktat fält, som existerar under dagar med vackert väder. Under dagar med nederbörd, åska, molnighet etc. är det elektriska fältet i atmosfären ofta riktat uppåt och ger därmed upphov till en omvänd laddningsgruppering i atmosfären. Vid dessa tillfällen kan fältets styrka öka flerdubbelt och ger upphov till en ökad vertikalström mellan mark och atmosfär. Denna ökning medför i sin tur hoppackning av ekvipotentialytorna på spetsiga föremål eller förhöjningar på jordytan, som t.ex. master och vindkraftverk. På dessa föremål eller förhöjningar blir det elektriska fältet mycket kraftigt och stötjonisation kan då äga rum. Vid stötjonisation är fältet så kraftigt att det förmår ge jonerna en så hög hastighet, att dessa vid kollision med luftens molekyler förmår jonisera luften. De nybildade jonerna får snart själva en så hög hastighet, att de i sin tur förmår jonisera andra molekyler och en kedjereaktion uppstår. Jonisation innebär att en elektron lösrives från något av elektronskalen i en atom (Liljequist, 1962).

Det elektriska fältet under konvektiva moln medför en ökad koncentration av rymdladdningar i luften. En källa till rymdladdningar vid markytan är den här beskrivna så kallade elektrodeffekten, den andra källan är koronaurladdningar. Skillnaden mellan de två källorna är att de är aktiva under olika elektriska fältstyrkor. Elektrodeffekten är av betydelse för fältstyrkor under 800 V/m och koronaurladdning däröver. Detta kritiska värde på fältstyrkan, ca 800 V/m, har framkommit genom laboratorieförsök och teoretiska beräkningar (Chalmers, 1967; Willet, 1978, 1979; och Tuomi, 1982). Den matematiska beskrivningen av elektrodeffekten har bl.a. beskrivits av och Tuomi (1982) lyder:

( )

+ + − +_{+ = −}      − n E q n n dz d k dz dn dz d C α (2)

( )

− + − −_{− = −}      − n E q n n dz d k dz dn dz d C α (3) där q= jonisationshastigheten α= rekombinations term k= elektrisk mobilitet E= elektriska fältstyrkan e= elementärladdning

C= turbulenta utbyteskoefficienten= k*u_* z, vid neutral temperaturskiktning

k*= von Karman’s konstant

= friktionshastighet

*

u

z= höjd

n+, n-= antal positiva respektive negativa joner

Den första termen i ekvationerna (2) och (3) representerar turbulenta diffusionstermen. Den andra termerna anger effekterna av elektriska fältet på diffusionen av joner. Den tredje

termen, dvs. q, anger effekten av jonisationen. Ju högre jonisation desto större

rymdladdningsproduktion vid konstant elektriskt fält. Den sista termen, dvs. αn+n-, anger

rekombinationen av positiva och negativa joner. Ju större rekombination desto mindre rymdladdningsproduktion. Denna modell har använts i Uppsala för jämförelser med experimentella data (se bl.a. Knudsen et.al., 1989). Från denna modell för elektrodeffekten fås att rymdladdning, skapad av elektrodeffekten, minskar kraftigt med ökad vindhastighet och ökar med tilltagande elektrisk fältstyrka.

För högre fältstyrkor, över 800 V/m, är som nämndes ovan koronaurladdningar

huvudsaklig producent av rymdladdningar. Den koronaström Jk, som induceras av den

elektriska fältstyrkan över 800 V/m, kan uttryckas (Jhawar och Chalmers, 1967):

(

E M

)

E A

J_k = − 2 (4)

Strömtätheten uttrycks: Jk=ρk kE (5)

Ekvation (4) och (5) ger: _B

(

_{E M}

)

2

k = −

ρ (6)

där A och B är konstanter

ρk= rymdladdningsdensitet för korona

M= kritiska värdet på fältstyrka, 800 V/m.

B är bl.a. en funktion av markens skrovlighet.

3. Mätmetoder

3.1 Blixtlokaliseringssystemet LLP

Den mest använda metoden, som mäter den magnetiska styrkan, för att lokalisera jordblixtar är LLP-metoden. LLP betyder Lightning Location and Protection och är tillverkad av ett företag i Tucson, Arizona, med samma namn. I Sverige är blixtpejlsystemet utvecklat och utbyggt av Svenska kraftnät och Institutionen för högspänning vid Uppsala universitet. LLP utvecklades vid universitet av Arizona och Florida med hjälp av kunskapen om blixtens utsändningar av elektromagnetiska pulser. LLP består av två delenheter, dels DF (Direction Finder) och dels APA (Advanced Position Analyzer). DF är en mikroprocessorbaserat meteorologiskt instrument som automatiskt detekterar blixtnedslag (Soerensen, 1995). DF består av två vinkelräta magnetiska loopantenner och en plattantenn för mätning av det magnetiska respektive det elektriska fältet, se figur 3.1.1.

Figur 3.1.1. Skiss på de ingående delarna hos en DF-station (Israelsson et.al., 1983).

Den magnetiska loopantennen kan genom mätningar av det magnetiska fältet avgöra om det var ett blixtnedslag mot marken eller en molnblixt samt beräkna signalstyrkan. Plattantennen används till att bestämma blixtnedslagets polaritet samt till ytterligare urskiljningar av inkommande vågmönster. DF analyserar blixtnedslagen mot marken och bestämmer bland annat riktningen, tid, strömamplitud, polaritet, signalstyrka och antalet nedslag i varje blixtkanal. Data sparas sedan i ett minne och skickas vidare till APA. APA är en typ av mikrodatasystem, som med hjälp av den överförda datamängden från DF beräknar positionen för blixtnedslaget, samt beräknar dess mätosäkerhet. Data från minst två olika DF-stationer måste vara tillgängliga för beräkningarna av blixtnedslaget. APA använder i detta fall en triangulationsmetod, där linjer från de två olika DF-stationerna dras mot nedslagspunkten och där linjerna korsas bestäms positionen för nedslagspunkten. Om tre eller fler DF-signaler inkommer till APA, så förkastas den näst starkaste signalen om den signalen bildar en mindre vinkel än 30° med den starkaste signalen. Likaså förkastas datamängden, som kommit från en DF-station med för hög signalstyrka, då nedslaget har varit för nära den DF-stationen och orsakat överslag, (Soerensen, 1995).

Under årens lopp har antalet DF-stationer varierat i antal och på senare år har de nordiska länderna börjat att samarbeta och kopplat samman DF-stationer för att förbättra täckningsområdena, se tabell 3.1.2..

STATION 87-88 89-00 01- Uppsala * * - Västerås - - * Vitemölla * * * Såtenäs * * * Visby * * * Hudiksvall * * * Östersund * * * Vilhelmina * * * Luleå * * * Kiruna - * * Torpa - - * Kjerringase - - * Innset - - * Sandamo - - * Styrkenes - - * Tromsö - - * Alta - - * Vardö - - *

Tabell 3.1.2 Schema över antalet DF-stationer genom åren, *markerar DF-station.

3.2 Felkällor och begränsningsfaktorer hos LLP

De troliga orsakerna till felkällor hos LLP kan indelas i fem olika grupper, se nedanstående punkter, (Jóhannsdóttir, 1993).

1) Orienteringen av blixtkanalen som uppkommer ur en omstrukturering av magnetisk fältpolarisation till följd av en icke vertikal blixtkanal och ojämna molnhöjder.

2) Spridningen av det magnetiska vågfältet från nedslagspunkten kan, beroende på markens konduktivitet, se figur 3.2.1, dämpas under färden till DF-stationerna och registrera misstolkad data. Denna felkälla varierar under årets gång, då markens konduktivitet ändras med fuktighetshalten samt vid snötäcke. Likaså påverkas fältsignalerna från ett blixtnedslag vid passage över vattenytor, då vissa delar av vågmönstret bryts mot ytan och reflekteras delvis. Denna påverkan ändrar riktningen och signalstyrkan från ett blixtnedslag.

Figur 3.2.1. Acceptansen som funktion av avstånd för olika värden på konduktivitet σ (Schütte et.al., 1987).

3) Val av plats för uppsättning av en DF-station, då omgivningen kan ha en störande effekt på det inkommande vågfältet. Antennernas orientering kan komma ur den ursprungliga nord-sydliga och väst-ostliga positionen och resultera i positionsfel i nedslaget, då riktningarna i beräkningarna utgår från de ursprungliga positionerna hos antennerna. Likväl kan andra slumpmässiga fel uppkomma i antennerna.

4) Fel uppkomna på grund av närvaron av andra bakgrundsfält, störningar i de analoga kretsarna, digitala felkällor och polarisationsfel i nedslagsfältet. Dessa slumpmässiga fel kan variera i olika väderstreck.

5) Systemets egen begränsning utgör även en felkälla för registreringar av blixtnedslag. Exempelvis kan en DF-station inte registrera blixtar, som slagit ner för nära DF-stationen, men samtidigt inte heller på för stora avstånd från stationen. En DF-stations spännvidd är ca 50-250 km, därtill tillkommer yttre effekter, som påverkar spännvidden.

3.3 Acceptansen och effektiviteten hos LLP-systemet

Effektiviteten hos LLP-systemet för registrering och analysering av ett blixtnedslag kan beräknas genom att dividera kvoten mellan antalet detekterade blixtnedslag av LLP med antalet faktiskt inträffade blixtnedslag inom området i fråga, se figur 3.3.1. Acceptansen hos LLP är beräknad, som en funktion av avstånd för varje station, där hänsyn har tagits till säsongsvariationer, dämpningseffekter till följd av låg markkonduktivitet samt andra felkällor i systemet. Acceptansen kan beräknas för systemet självt eller för ytor inom systemets arbetsområde som beräknas fram från varje stations acceptans, (Soerensen, 1995).

Figur 3.3.1. Beräknad effektivitet för olika LLP-stationer (Pisler, ej publicerat).

.

4. Undersökningar

Nedan presenteras de undersökningar som har studerats i examensarbetet. Resultatet av studierna presenteras i avsnitt 5.

4.1 Blixtfördelning land-hav under olika förutsättningar

Följande delavsnitt, 4.1.1 och 4.1.2, ger en kort presentation på hur datamängden till studien över blixtfördelningarna längs Sveriges kustlinjer tagits fram.

4.1.1 Framtagningar av statistiska data ur blixtdatabas

I blixtdatabasen, som finns hos Avdelningen för Elektriciet- och Åskforskning vid Uppsala Universitet, har varje blixtnedslag registrerats av LLP-systemet sedan 1987. Möjligheterna att utvärdera blixtnedslag är stora, då man kan plocka ut olika blixtdata. All information finns sparad angående blixtnedslagens olika parametrar. Med hjälp av olika programmeringskoder i programmet SQL Batch har varje blixtdatavärde tagits ut för varje enskilt intervallområde i undersökningen. Sammanlagt har 2760 stycken enskilda sökningar gjorts.

4.1.2 Bearbetning och uppdelning

I studien av olika blixtfördelningar längs Sveriges södra kuster, har datamängden begränsats av storleksskäl till två stycken tvåmånaders perioder. Perioderna, som består av dels en sommarperiod och en vinterperiod, har valts ut med avseende på de förväntade årstidsvariationer, som förekommer hos åska. Blixtens polaritet har skiljts åt för en mer ingående studie av årstidsvariationen. Olika blixtnedslag har mer eller mindre skadeverkan beroende på dess polaritet och styrka. Sveriges västra kustband har studerats i sex stycken

delområden med storleken 30 minuter i latitudled, mellan 56°-59°. I longitudled har intervall

om var sjätte minut studerats. Se figur 1 i bilaga 1 för områdesindelningar.

Denna noggrannare indelning i longitudled baseras på de oftast väst-ostliga rörelsebanorna hos de inkommande åskfronterna. Sveriges östra kustband har indelats på samma sätt som den

västra kusten och områdena mellan 55,5°-61° har studerats i latitudled. Öland och Gotland

med omnejd har även ingått i studien.

4.2 Fallstudie av åskfrontspassage

Den 16:e augusti 2001 passerade ett kraftigt åskväder över södra och mellersta Sverige. Den vållade stor skada. Bland annat omkom två personer i Stockholmsområdet. Väderläget den 16:e augusti var att varm och fuktig luft låg över södra Sverige och orsakade dis under natten och morgontimmarna. Från väster närmade sig ett frontsystem med tillhörande nederbörd. Temperaturen var under dagen mycket hög och i kombination med den höga luftfuktigheten var väderläget mycket gynnsamt för uppkomst av åska.

Det första åskvädret startade redan på morgonen runt 04-tiden i östra Småland, för att sedan röra sig längre norrut och klinga av. Samtidigt vid ca 07-tiden startade ett nytt, kraftigare åskväder strax söder om Vänern. Detta nystartade åskvädret vandrade sedan vidare åt nordost och intensifierades under färden. Öster om Vättern bildades ytterligare ett åskväder runt 08-tiden, som rör sig åt nordost och intensifierades under färden. Dessa två områden med åska slås sedan samman strax innan det når Stockholmsområdet. Effekten blir då ytterligare intensifiering av blixtnedslagen, klockan är nu runt 12. När det sammanslagna åskvädret kom ut över havet avtog blixtaktiviteten markant och dog nästan ut helt (jfr. Jacobsson, 1993).

Senare samma dag kom kallfronten in västerifrån med tillhörande blixtaktivitet vid 18-tiden och gick en bana över Svealand. Blixtintensiteten var ovanligt hög och var för författaren en av de kraftigaste upplevda (bosatt i Älvdalen), se figur 5.3.4 och 5.3.5.

4.3 Teoretiska studier av rymdladdningsdensiteten

Rymdladdningsdensiteten har studerats med avseende på underlagets egenskaper i form av olika skrovligheter. Produktionen av rymdladdning i atmosfären beskrivs, beroende på den elektriska fältstyrkans storlek, av två olika formler. Dessa formler har genom tidigare teoretiska undersökningar tagits fram av bl.a. Jhawar och Chalmers, 1967. Den första formeln, ekvation (1) i delavsnitt 2.5, gäller för elektriska fältstyrkor lägre än ca 800 V/m. Den andra formeln, ekvation (6) i delavsnitt 2.5, är gällande för elektriska fältstyrkor över 800 V/m. I studien av rymdladdningsdensiteten har två olika fall studerats. Det första fallet behandlar teoretisk sambandet mellan rymdladdningsdensiteten och underlagets skrovlighet för fält under 800 V/m. Resultatet av detta samband, där data är från Israelsson, visas i figur 5.4.1 i delavsnitt 5.4. Det andra fallet studeras sambandet mellan rymdladdningsdensiteten för höga fältstyrkor över 800 V/m och underlagets skrovlighet. Resultatet visas i figur 5.4.2 i delavsnitt 5.4 där ekvation (6) från delavsnitt 2.5 har använts vid framtagandet av data.

5. Resultat

I detta avsnitt presenteras resultaten från studierna i avsnitt 4.

5.1 Blixtfördelning land-hav under olika förutsättningar

Nedan presenteras fördelningen av blixtnedslagen med avseende på polaritet, plats och tid på året. För varje delavsnitt presenteras en graf innehållandes den mest signifikanta trenden. Se

Appendix för bifogade bilagor för grafer på övriga kustområdens olika

blixtnedslags-fördelningar.

5.1.1 Västkusten, sommarperiod

Under sommarperioden sker en markant ökning av de negativa blixtnedslagen när åskvädren kommer in över land, vilket visas tydligt i figur 5.1.1.1. nedan.

TOT neg1 B1 12 11,5 0 200 400 600 800 1000 1200 9,5 10 10,5 11 11,5 12 12,5 13 13,5 14 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.1.1. Negativ blixtintensitetstendens vid Göteborgsområdet mellan latitud 57,5° och 58°. Siffror i grafen markerar ungefärlig placering av kustlinje.

Denna intensifiering beror dels på den konvektionsprocess, som pågår in över land under sommaren. Samt dels på att orografin tvingar luftmassorna att hävas i vertikalled och därigenom förstärka elektrifieringen av molnen. Se den kraftiga intensitetsökningen vid kustlinjen för övriga delar av västkusten i graferna A1-C2 i bilaga 2.

Fördelningen av de positiva blixtnedslagen är mer jämn mellan land-hav övergången än de negativa nedslagen. Dock anas en svag ökning in över landytorna, som kan uppstå till följd av konvektion och orografin, se figur 5.1.1.2 nedan.

TOT pos1 A2 11,3 11,5 0 10 20 30 40 50 60 70 80 9 9,5 10 10,5 11 11,5 12 12,5 13 13,5 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.1.2. Positiv blixtintensitetstendens vid södra Bohuslänsområdet

mellan latitud 58° och 58,5°. Siffror i grafen markerar ungefärlig placering av kustlinje.

Se den svaga intensitetsökningen för övriga delar av västkusten i graferna A1-C2 i bilaga 4. 5.1.2 Västkusten, höstperiod

Under hösten observeras att det i överlag finns två områden med intensitetsmaximum av negativa blixtar. Ett beläget inne över land och ett ute till havs. Området ute till havs uppstår till följd av den konvektion som uppkommer från havsytan. Haven har till följd av sin högre värmekapacitet sin värme behållen längre än landytorna och är således varmare än den ovanliggande luften under höstperioden. Strax utanför kustlinjen observeras ett litet intensitetsminimum, se figur 5.1.2.1 nedan.

TOT neg2 A2 11,5 11,3 0 5 10 15 20 25 30 9 9,5 10 10,5 11 11,5 12 12,5 13 13,5 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.2.1. Negativ blixtintensitetstendens vid södra Bohuslänsområdet mellan latitud 58° och 58,5°. Siffror i grafen markerar

21 ungefärlig placering av kustlinje.

Se blixtintensitetsfördelningen under höstperioden för övriga delar av västkusten i graferna A1-C2 i bilaga 3.

Under höstperioden råder ett maximum av positiva blixtar ute till havs. Denna trend är tydligast i de norra delarna av västkusten, från latitud 57° och uppåt, se figur 5.1.2.2..

TOT pos2 A2 11,5 11,3 0 10 20 30 40 50 60 70 9 9,5 10 10,5 11 11,5 12 12,5 13 13,5 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.2.2. Positiv blixtintensitetstendens vid södra Bohuslänsområdet

mellan latitud 58° och 58,5°. Siffror i grafen markerar ungefärlig placering av kustlinje.

Längre söderut inverkar Danmarks kalla landytor på blixtfördelningen över södra delen av västkusten, se figur 5.1.2.3.. TOT pos2 C2 12,7 12,5 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 10,5 11 11,5 12 12,5 13 13,5 14 14,5 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.2.3. Positiv blixtintensitetstendens vid södra västkustsområdet mellan latitud 56° och 56,5°. Siffror i grafen markerar ungefärlig placering av kustlinje.

Se fördelningen av blixtintensiteten längs övriga delar av västkusten i graferna A1-C2 i bilaga 5, med maximum av positiva blixtar ute till havs.

5.1.3 Ostkusten, sommarperiod

Densiteten av de negativa nedslagen är i medeltal lägre in över land på ostkusten än på västkusten. Vid kustpassagen sker en mjukare sänkning av blixtintensiteten. Vilket beror på att det i överlag är väst-ostliga strömningsbanor av åskvädren. Ett maximum av negativa blixtnedslag observeras över ön Gotland, som beror på orografiska faktorer samt av de konvektionsprocesser, som förekommer från öns landytor, se figur 5.1.3.1..

TOT neg1 G' 18,2 16,9 16,7 0 100 200 300 400 500 600 700 800 15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.3.1. Negativ blixtintensitetstendens över norra Gotlandsområdet mellan latitud 57,5° och 58°. Siffror i grafen markerar ungefärlig placering av kustlinjer.

Se graferna A’-K’ i bilaga 6 för blixtintensitetsfördelningen för övriga områden längs ost-kusten.

De positiva nedslagen uppvisar på ostkusten en liknande trend som de negativa, med intensitetsmaximum in över land och över Gotland. Detta beroende på av samma orsaker som för de negativa blixtnedslagen, se figur 5.1.3.2.

TOT pos1 G' 18,2 16,9 16,7 0 10 20 30 40 50 60 70 15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.3.2. Positiv blixtintensitetstendens över norra Gotlandsområdet mellan latitud 57,5° och 58°. Siffror i grafen markerar ungefärlig placering av kustlinjer.

Se fördelningarna av blixtintensiteten i graferna A’-K’ i bilaga 8 för övriga delar av ostkusten. 5.1.4 Ostkusten, höstperiod

Inga speciella trender observeras angående negativa blixtnedslag i den nordliga delen av ostkusten i studien. Däremot ökar blixtdensiteten med lägre latitud och över Gotland uppvisas ett litet maximum av negativa nedslag, se figur 5.1.4.1..

TOT neg2 G' 18,2 16,9 16,7 0 5 10 15 20 25 30 15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21 Longitud (grader) Blixtdensitet/ 330km^2 TOT

Figur 5.1.4.1. Negativ blixtintensitetstendens över norra Gotlandsområdet mellan latitud 57,5° och 58°. Siffror i grafen markerar ungefärlig placering av kustlinjer.

Detta maximum uppkommer till följd av Gotlands geografiska placering omgivet med ett varmt hav under hösten samt dess orografiska effekter. Se blixtintensitetens förändring längs övriga delar av ostkusten i graferna A’-K’ i bilaga 7.

Vad gällande de positiva blixtnedslagen så sker det för få blixtnedslag för att kunna urskilja någon speciell trend. Dock anas en liten ökning av de positiva blixtnedslagen ute till havs. Se ökningen av de positiva nedslagen utanför kustlinjerna för övriga delar av ostkusten i graferna A’-K’ i bilaga 9.

5.2 Effekter vid kustlinjerna

I följande avsnitt, 5.2.1 och 5.2.2, presenteras olika observerade effekter i samband med passage av åskväder över kustområdena på väst- och ostkusten.

5.2.1 Västkusten

Genomgående i alla indelade områden noterades ett svagt minimum under sommarperioden av i huvudsak negativa blixtnedslag strax utanför kustlinjen, se bilagor 2-5. En trolig orsak är att minimat uppkommit ur de strömningseffekter som land- och sjöbris orsakar:

Vid insolation på landytorna sker en tryckökning i de översta luftlagren till följd av luftmassans expansion och trycksänkning vid uppvärmning underifrån. Ute till havs håller sig trycket mer konstant, då luftmassorna där inte har samma uppvärmningseffekt till följd av underlagets högre värmekapacitet. Följden blir att ett litet cirkulationssystem bildas vid kustlinjen för att utjämna de tryckskillnader som uppkommer mellan land och hav, se figur 5.2.1..

Figur 5.2.1. Skiss på uppkomsten av land-sjöbris. Område A motsvarar landyta och B motsvarar havsyta. (Liljequist, 1962).

Denna cirkulation medför att i de lägre skikten strömmar luftmassorna mot land, så kallad pålandsvind. Medan i de övre skikten strömmar luftmassorna tillbaka mot havet, så kallad frånlandsvind. Mellan dessa två nivåer uppkommer vertikala luftströmningar för att upprätthålla cirkulationssystemet. Den vertikala strömningen är inne över land uppåtriktad, det sker en hävning av luftmassorna. Medan ute till havs är luftrörelsen nedsjunkande (Liljequist, 1962). Denna nedsjunkande rörelse kan kopplas ihop med minimat av blixtnedslag utanför kustlinjen, då luften får en motriktad rörelse och missgynnar elektrifieringen av molnen. Längre in mot landet ökar blixtdensiteten till följd av orografin, som häver luftmassorna i vertikalled och intensifierar blixtaktiviteten.

Under höstperioden observerades intensitetsmaximum av båda polariteter ute till havs och inne över land. Överlag har blixtnedslagen högre intensitet ute till havs och inne vid kustlinjen noterades ett svagt maximum av blixtintensiteten. Största delen av blixtnedslagen ute till havs under höstperioden var positiv, medan inne över land var den negativa polariteten dominerande bland blixtnedslagen. Denna fördelning, med maximum ute till havs, beror på att det fortfarande varma havet ger upphov till konvektion upp i den överliggande kallare luften ute till havs. Denna konvektion bidrar därmed till hävning av luftmassorna. Den observerade intensitetshöjningen av positiva blixtnedslag inne över land kan bero på underlagets utformning. Över land ökar underlagets friktion och en utsträckning av molnen sker i horisontal-led, en så kallad ”wind shear” uppkommer till följd av underlagets friktion, (Israelsson och Lundquist, 1980). Förekomsten av ”wind shear” har kopplats samman med förekomsten av positiva blixtar. Då åskmolnets städ sträcks ut och ökar avståndet mellan molnets negativa laddningar i molnbasen och positiva laddningar i molntoppen (städet). 5.2.2 Ostkusten

På ostkusten observerades överlag ett lägre antal blixtnedslag för båda polariteterna under sommarperioderna, än på västkusten. Däremot är intensiteten av negativa blixtar högre över Östersjön och Ålands hav jämfört med ute över Kattegatt under sommaren, se bilagor 5-9. Denna skillnad kan bero på att åskvädren intensifierats över landytorna, till följd av konvektion och orografiska effekter. Åskvädren behåller landegenskaperna längre ut över hav innan blixtintensiteten klingar av. I studien över de negativa blixtnedslagen visar på en ökad trend av nedslag över Gotland främst sommartid, då konvektion och orografi inverkar. Likaså uppvisar de positiva blixtnedslagen samma trend över Gotland sommartid. Uppkomsten av en liten ”wind shear” kan vara en av de bakomliggande orsakerna förutom konvektion och orografi. Överlag är de negativa blixtarna de dominerande under sommarperioden.

Under höstperioden är blixtintensiteten betydligt lägre på ostkusten än på västkusten för båda polariteterna. En viss ökning över Gotland kan anas hos de negativa blixtarna, till följd av hävningen av den konvektionsluft som uppstår över det fortfarande varma havet. I övrigt uppvisar de negativa blixtarna inte någon speciell trend. De positiva nedslagen är under hösten för få för att man skall kunna urskilja någon speciell trend. Nedslagen verkar då vara av mer slumpmässig karaktär.

5.3 Resultat av åskfrontpassage

Det åskväder, som bildades inne över land under dagen innan fronten anlände, bildades till följd av en så kallad ”squall line”. Den kan uppkomma i samband med kallfrontspassage (jfr. C Jacobsson, 1993). ”Squall line” kan liknas vid en tråglinje, som uppkommer innan frontpassagen. På den linjen kan åska förekomma. Studier av trycktendenser på olika platser i södra och mellersta Sverige visar på en störning i tryckmönstret långt innan frontens ankomst. Vilket tyder på att en ”squall line” passerat. Ett antal orter i södra och mellersta Sverige har valts ut och ortens trycktendensmönster har studerats, resultatet visas i figur 5.3.1.

Arvika -3 -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0,5 1 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Arvika Borås -3 -2 -1 0 1 2 3 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Borås Edsbyn -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0,5 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Edsbyn Eskilstuna -3,5 -3 -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Eskilstuna Hagfors -3 -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Hagfors Kisa -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0,5 1 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Kisa Moss Norge -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0,5 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Moss Såtenäs -3 -2 -1 0 1 2 3 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Såtenäs Uppsala -3,5 -3 -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Uppsala Älvdalen -3 -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0,5 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Älvdalen Örebro -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0,5 1 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Örebro Österbybruk -3 -2,5 -2 -1,5 -1 -0,5 0 0 5 10 15 20 25 Tid (h) T ryckt en d en s ( h Pa/ 3h ) Österbybruk

Figur 5.3.1. Grafer över trycktendensen/3 timme (3h) på olika platser runt om i södra och mellersta Sverige den 16 augusti 2001.

Tydligaste trycktendensstörningen uppkommer i de östra delarna av Svealand vid 10-tiden samt i västra Götaland vid 05-tiden. Med undantag för Arvika, som har en avvikande trycktendens av okänd anledning. Närliggande orter, Moss och Hagfors, uppvisar inte samma trend. En bakomliggande orsak kan vara de långa intervalltiderna på tre timmar mellan mättillfällena, vilket kan bidraga till en mer missvisande trycktendenstrend. Under tre timmar hinner det hända mycket och trycktendensen visar bara den totala ändringen under dessa timmar. Vid en vanlig frontpassage brukar det ofta bara uppkomma ett litet ”knyck” i trycktendensen, då fronten passerar. Det är tydligt att det var frågan om åskaktivitet längs en ”squall line” innan kallfronten anlände västerifrån under eftermiddagen. Studeras hur isotermerna var orienterade den dagen längre upp i atmosfären, så upptäcks ett område med tätt packade isotermer över södra Sverige redan vid midnatt. Senare under dagen, vid 12-tiden, hade de tätt packade isotermerna förflyttats vidare norrut, se figur 5.3.2 och 5.3.3. Vanligtvis kopplas tätt packade isotermer samman med att det finns en front i det aktuella området.

Figur 5.3.2. Isotermerna på höjden Figur 5.3.3. Isotermerna på höjden 850 hPa, 16 aug. 00 UTC. 850 hPa, 16 aug. 12 UTC.

Effekterna av dessa tätt liggande isotermer påvisas i trycktendensmönstret och vid 10-tiden har med all säkerhet isotermerna passerat de östra delarna av Svealand, som trycktendens-mönstren visar.

Blixtnedslagen under den dagen var väldigt intensiva. LLP-systemet registrerade hela 39.388 nedslag mellan latitud 55°-70° och longitud 9°-25°. Varav dessa var 96,5 % negativa. Längs ”squall line” var under dagen blixtarnas polaritet i överlag av negativ art. Senare under dagen, när kallfronten anlände, var andelen negativa blixtnedslag lägre. En ökning av positiva nedslag observerades speciellt när kallfronten passerade över de högre landområdena i norska fjällen i höjd med Svealand. I figur 5.3.4 och 5.3.5 visas de nedslag, som registrerades av LLP-systemet den 16 augusti mellan latitud 55°-70° och longitud 9°-25°. Sammanlagt mellan dessa begränsade områdena i latitud och longitudled registrerades sammanlagt 37.998 negativa blixtnedslag och 1.390 positiva.

Figur 5.3.4. Antalet registrerade negativa blixtnedslag under den 16 augusti 2001 över berörda delar i mellersta Sverige och delar av södra Sverige. De flaggliknande symbolerna föreställer de aktuella DF-stationerna.

Figur 5.3.5. Antalet registrerade positiva blixtnedslag under den 16 augusti 2001 över berörda delar i mellersta Sverige och delar av södra Sverige De flaggliknande symbolerna föreställer de aktuella DF-stationerna.

5.4 Rymdladdningar i atmosfären vid olika underlag

Mellan land och hav finns många skillnader och en av dem är skrovlighetsparametern z0, som

är ett mått på hur kuperad eller ojämn terrängen är. Landytor har således ofta ett högre värde på skrovlighetsparametern än havsytor.

I det följande har teoretiskt studerats skillnaden mellan land- och havsytor utifrån elektriska perspektiv. Ekvationerna (1)-(6) i avsnitt 2.5 visar att den elektriska fältstyrkan ger upphov till två effekter; dels elektrodeffekt vid lägre fältstyrkor och dels koronaurladdningar vid högre fältstyrkor. Tidigare har det nämnts att det ofta uppstår korona vid elektriska fältstyrkor högre än 800 V/m.

För lägre fältstyrkor gäller ekvation (1) från avsnitt 2.5 : )

( ₊− ₋

=e n n

e

ρ

Beräkningar med hjälp av Tuomis modell, ekvationer (2) och (3) i avsnitt 2.5, visar på

sambandet mellan rymdladdningsdensiteten ρe och skrovlighetsparametern z0. Om vi gör

följande antaganden: u_∗=0,4 m/s, q=0,5*10-7 _m-3_s-1_{, k=1,25*10}-4 _m2_V-1_s-1_{, λ=1,25 fS/m samt}

E=100 V/m, erhålles från modellberäkningarna följande samband, se figur 5.4.1.:

u*=0,4 m/s; q= 0,5*10^7 Q; lambda=1,25 fS/m; E=100 V/m 0 10 20 30 40 50 0,01 0,02 0,03 0,04 0,05 0,06 0,07 0,08 skrovlighetsparameter (m) rymdladdningsdensite t (pC/m^3)

Figur 5.4.1 Rymdladdningsdensitet ρe plottat mot skrovlighetsparametern z0.

Ur figur 5.4.1. framgår det tydligt att vid given friktionshastighet , jonisation q,

konduktivitet λ och elektrisk fältstyrka E avtar rymdladdningsdensiteten ρ

∗

u

e snabbt med ökad

skrovlighetsparameter z0 hos underlaget.

För högre elektriska fältstyrkor gäller modellen enligt ekvation (6) i avsnitt 2.5 där ekvationen löd:

(

)

2 M E B k = − ρ

Här uttrycks rymdladdningsdensitet i termer av den elektriska fältstyrkan, den kritiska

fält-styrkan samt en konstantterm B. Denna term, B, uppvisar bl.a. ett beroende av skrovligheten

och är därmed en funktion av z0. Laboratoriestudier visar att B ökar om ytans ojämnhet ökar.

Ekvation (6) gäller för tillfällen då fältstyrkorna är över 800 V/m.

Med hjälp av ekvation (6) kan beräkningar göras för studier av sambandet mellan

rymdladdningsdensiteten för höga elektriska fältstyrkor, ρk, och termen B, som är beroende av

skrovlighetsparametern z0. Resultatet från denna modell, med B= C*10-6 pC/V2m visas i figur

5.4.2.. C är i detta fall en konstant som valts till följande värden: 1, 0,5 och 0,25.

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 0 1 2 3 4 5 6 elektrisk fältstyrka (kV/m) rymdladdningsdensitet (pC/m^3) C=1 C=0,5 C=0,25

Figur 5.4.2 Rymdladdningsdensiteten ρk given för olika elektriska fältstyrkor E vid

olika värden på parametern B, som bestäms av bl.a. skrovligheten.

Ur figur 5.4.2 visas att för höga elektriska fältstyrkor, till exempel i samband med åska, stiger rymdladdningsdensiteten med ökade elektriska fältstyrkor. Ökningen av

rymdladdnings-densiteten blir kraftigare för underlag med högre skrovlighetsparameter, eftersom B bestäms

av bl.a. markens skrovlighet z0. Med andra ord kan man vänta sig att rymdladdningsdensiteten

är högre in över land, med större värde på skrovlighetsparametern, än ute till havs.

6. Diskussion och slutsatser

De områden, där blixtnedslagen studerades, uppdelades i en mer förfinad indelning i longitudled än latitudled längs kustbanden i södra Sverige. Denna indelning motiverades med oftast förekommande väst-ostliga strömningsmönster hos luftmassorna. Dessa strömningsfält ger upphov till mer effekter i longitudled, då underlaget påverkar luftmassans meteorologiska egenskaper. På grund av tidsmässiga skäl vid framtagandet av blixtdata utfördes alla beräkningar för en skalindelning. För att utjämna avvikande årliga variationer lades resultatet av alla åren tillsammans för ett och samma område. Valet av att studera både en sommarperiod och en höstperiod berodde på att då förekommer den största årliga variationen av blixtnedslag längs kusterna. Havets temperatur och landytans egenskaper bestämmer detta. För att kunna urskilja inverkan av land-och-sjöbris på blixtnedslagen nära kusterna borde dygnsperioder studeras mer ingående istället för som i detta fall där månadsvariationer studerades. Studien av blixtnedslagen längs våra kuster visar att fördelningen av land- och havsytor samt orografin är av stor vikt för bildning av åska. De tydligaste resultaten i hela studien är den intensitetsökning av blixtnedslag, som inträffar på västkusten längs hela kustlinjen, från norr till söder och främst under sommarperioden. Under höstperioden är skillnaderna mellan land och hav mindre, med mer blixtnedslag ute till havs. Denna helomvändning av intensitetstrenden under höstperioden visar att underlagets egenskaper spelar en stor roll vid genereringen av blixtar. Ökningen ute till havs under höstperioden är resultatet av den konvektion, som uppkommer över havsytan, då havet är varmare än omgivande luft och landytor. Under sommarperioden ökar blixtdensiteten över kusten till följd av den ökade konvektion, som pågår över land. Dessutom ger orografin upphov till en hävning av luftmassorna i vertikalled. I övrigt är blixtdensiteten allmänt högre i de norra

delarna av västkusten. Detta är resultatet av den fuktigare luften, som kommer in direkt från havet över de nordliga delarna vid en väst-ostlig strömning. De sydligaste delarna av Sverige påverkas mer av Danmarks landytor. Dessa landytor bidrar med mindre fukt än luftmassan, som kommer från havet in över norra västkusten.

Den mest påtagliga skillnaden i blixtdensitet mellan västkusten och ostkusten är den betydligt lägre blixtdensiteten längs ostkusten under höstperioden. På ostkusten sker även en mjukare övergång av blixtdensiteten mellan land och hav än vad fallet är på västkusten. Av det kan slutsatsen dras att luften vid en väst-ostlig strömning är mer torr på ostkusten och innehåller därmed mindre energi till fortsatt elektrifiering av molnen. Dessutom uteblir hävningseffekterna då luftmassan går från land ut till hav.

Fallstudien av åskfrontspassagen visade på en kraftig blixtaktivitet i södra och mellersta Sverige, både innan fronten anlände och under frontpassagen. Blixtaktiviteten innan fronten anlände avspeglade sig i trycktendensmönstrena. Denna störning i trycktendens-mönstret återspeglades även hos isotermerna på nivån 850 hPa, där de var tätt packade som vid en front. De tätt liggande isotermerna förflyttade sig sedan i samma riktning mot nordost under dagen. I södra och mellersta Sverige var både luft- och daggpunktstemperaturen väldigt hög innan frontpassagen. Detta gynnar uppkomsten av åskaktiviteten, då energi i form av sensibelt och latent värme finns tillgängliga för bildandet av moln. Förekomsten av positiva blixtnedslag var högre hos kallfronten, som främst passerade och drabbade de norra och västra delarna av Svealand under eftermiddagen. Detta skedde samtidigt som vinden ökade i styrka. Förekomsten av de positiva blixtnedslagen i anslutning till kallfronten kan ha ett samband med den ökade vindstyrkan, som uppkom i anslutning till kallfronten.

Vid höga elektriska fältstyrkor, dvs. vid konvektiva moln, visar studierna på en ökad rymdladdningsdensitet vid ökad skrovlighet hos underlaget. En ökad rymdladdningsdensitet medför skärmningseffekter, dvs. elektriska fältet blir svagare. Det följer också att ju skrovligare underlag ju lättare drar det till sig blixtnedslag genom sin effektivare utsändning av fångurladdningar. Rymdladdningsdensiteten är lägre ut över hav än in över land för samma värde på den elektriska fältstyrkan p.g.a. att skrovligheten oftast är större över land. Detta medför att över en ojämn landyta erhålles högre rymdladdningar och därmed lägre fält. Detta har ofta observerats i fältmätningar vid åska. Detta medför att ut över hav kan mycket starka elektriska fält uppkomma utan att rymdladdningsdensiteten får samma höga värde som in över land. Resultatet av denna fältökning ute till havs kan vara att vid vindkraftverks placeringar modifieras det aktuella områdets ojämnhet. Detta i kombination med åskväder, med en hög elektrisk fältstyrka vid havsytan, gynnar uppkomsten av blixtnedslag i t.ex. vindkraftverken.

Var längs Sveriges kuster placeringar av vindkraftverk skulle vara minst påverkade av blixtnedslag är inte helt klart. Vindkraftverken kan ändra på områdets genomsnittliga blixtnedslag genom att själva generera fångsturladdningar. Dessa drar till sig blixtnedslag och kan därmed öka nedslagsfrekvensen för området. Men i huvudsak placeras vindkraftverken med tanke på var maximal vindenergi effektivast kan utvinnas.

Sammanfattningsvis kan följande slutsatser dras:

• Orografin och fördelningen mellan land- och havsytor påverkar uppkomsten och intensifieringen av åska.

• Frekvensen av blixtnedslag är högre på västkusten än på ostkusten under både sommar- och höstperioden.

• Generellt förekommer flest blixtnedslag över landytor under sommarperioden. Under höstperioden förekommer blixtnedslagen främst över havsytor.

• Förekomsten av positiva blixtnedslag kan ha ett samband med förekomsten av ökad vindhastighet med höjden, så kallad ”wind shear”.

• Höga fältstyrkor ute till havs tillsammans med vindkraftverkens modifiering av

skrovlighetenkan gynna blixtnedslagen i vindkraftverken placerade ute till havs.

Slutligen hoppas jag att denna studie kan vara till hjälp vid framtida åskforskning inom vindenergiområdet.

Tack

Jag riktar först ett stort tack till min handledare professor Sven Israelsson för all hjälp, hans entusiastiska inställning har inspirerat mig under arbetets gång. Sedan vill jag tacka alla trevliga anställda på Avdelningen för Elektricitet- och Åskforskning på Ångström. Speciellt vill jag tacka Thomas Götschl för all hans professionella hjälp med datahantering av blixtdatabasen samt andra diverse dataproblem samt professor Vernon Cooray för hjälp med framtagande av forskarartiklar. Slutligen vill jag tacka doktorand Gustav Strandberg för all hjälp.