Åska längs Sveriges kuster

Examensarbete vid Institutionen för geovetenskaper
ISSN 1650-6553 Nr 21
Åska längs Sveriges kuster
Ulrika Andersson
Till Mattias
Tack för ditt stöd!
2
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 intensitetsminimum 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.
3
Innehåll
Sammanfattning
Innehåll
1. Inledning
2. Teori
3
4
5
6
2.1 Meteorologiska förutsättningar för åska
2.2 Åskmolnets elektriska struktur
2.3 Laddningsmekanismer
2.3.1 Molnstadiet
2.3.2 Regnstadiet
2.3.3 Hagelstadiet
2.4 Fysiken bakom blixten
2.5 Rymdladdningar i atmosfären
3. Mätmetoder
6
6
7
8
9
10
10
13
15
3.1 Blixtlokaliseringssystemet LLP
3.2 Felkällor och begränsningsfaktorer hos LLP
3.3 Acceptansen och effektiviteten hos LLP
4. Undersökningar
15
17
18
19
4.1 Blixtfördelning land-hav under olika förutsättningar
4.1.1 Framtagningar av statistiska data ur blixtdatabas
4.1.2 Bearbetning och uppdelning
4.2 Fallstudie av åskfrontspassage
4.3 Teoretiska studier av rymdladdningsdensiteten
5. Resultat
19
19
19
19
20
20
5.1 Blixtfördelning land-hav under olika förutsättningar
5.1.1 Västkusten, sommarperiod
5.1.2 Västkusten, höstperiod
5.1.3 Ostkusten, sommarperiod
5.1.4 Ostkusten, höstperiod
5.2 Effekter vid kustlinjerna
5.2.1 Västkusten
5.2.2 Ostkusten
5.3 Resultat av åskfrontpassage
5.4 Rymdladdningar i atmosfären vid olika underlag
6. Diskussion och slutsatser
Tack
Referenser
Appendix för bifogade bilagor
20
20
21
23
24
24
24
25
26
30
31
34
35
37
4
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).
6
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).
7
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 diffusionsladdning, 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: 1001000 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).
9
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.
10
Figur 2.4.1. Skiss på stegurladdningsprocessen i ett åskmoln
vid uppkomst av jordblixt
(Krider, 1986).
Figur 2.4.2. Skiss på den process som uppkommer när stegurladdningen närmar sig ett objekt på marken
och huvudurladdningens väg upp (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,
11
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 huvudurladdningsprocesser 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 pilurladdning 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 CB12
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):
ρ e = e(n+ − n− )
(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
13
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:
där
−C
d  dn+ 
d

 + k (n+ E ) = q − αn+ n−
dz  dz 
dz
(2)
−C
d
d  dn− 

 − k (n− E ) = q − αn+ n−
dz
dz  dz 
(3)
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
u* = friktionshastighet
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
14
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):
J k = A(E − M ) E
Jk=ρk kE
2
Strömtätheten uttrycks:
ρ k = B (E − M )
Ekvation (4) och (5) ger:
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.
2
(4)
(5)
(6)
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.
15
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..
16
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).
17
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).
.
18
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 18tiden 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.
19
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 blixtnedslagsfördelningar.
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.
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 B1
1200
1000
800
600
TOT
400
200
11,5
12
11,5
12
0
9,5
10
10,5
11
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
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.
20
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
Blixtdensitet/ 330km^2
80
70
60
11,5
50
40
TOT
11,3
30
20
10
0
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
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
Blixtdensitet/ 330km^2
30
25
20
15
TOT
11,3
10
11,5
5
0
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
Figur 5.1.2.1. Negativ blixtintensitetstendens vid södra Bohuslänsområdet
mellan latitud 58° och 58,5°. Siffror i grafen markerar
ungefärlig placering av kustlinje.
21
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
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
50
40
TOT
30
11,5
20
10
11,3
0
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
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..
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT pos2 C2
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
12,7
TOT
12,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grader)
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.
22
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'
Blixtdensitet/ 330km^2
800
700
600
500
400
16,7
16,9
TOT
300
18,2
200
100
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
Longitud (grader)
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 ostkusten.
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'
Blixtdensitet/ 330km^2
70
18,2
60
50
16,9
40
TOT
30
20
16,7
10
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
Longitud (grader)
Figur 5.1.3.2. Positiv blixtintensitetstendens över norra Gotlandsområdet
mellan latitud 57,5° och 58°. Siffror i grafen markerar
ungefärlig placering av kustlinjer.
23
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'
Blixtdensitet/ 330km^2
30
25
20
15
10
16,9
18,2
TOT
16,7
5
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
Longitud (grader)
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..
24
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.
25
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.
26
5
10
15
Borås
20
Trycktendens (hPa/3h)
Trycktendens (hPa/3h)
Arvika
1
0,5
0
-0,5 0
-1
-1,5
-2
-2,5
-3
25
Arvika
3
2
1
0
-1 0
Borås
5
10
Tid (h)
15
20
25
-1
0
-0,5 0
Trycktendens (hPa/3h)
Trycktendens (hPa/3h)
Eskilstuna
0,5
10
Edsbyn
-1,5
-2
-2,5
5
10
-2
Eskilstuna
-2,5
-3
-3,5
15
20
Trycktendens (hPa/3h)
Trycktendens (hPa/3h)
Kisa
25
-1
-1,5
Hagfors
-2
-2,5
-3
1
0,5
0
-0,5 0
5
10
Trycktendens (hPa/3h)
Trycktendens (hPa/3h)
10
15
20
25
-1
Moss
-1,5
-2
-2,5
-2
-2,5
3
2
1
0
-1 0
Såtenäs
5
10
15
Trycktendens (hPa/3h)
Trycktendens (hPa/3h)
20
25
Uppsala
-2
-2,5
-3
-3,5
0,5
0
-0,5 0
5
10
Älvdalen
-1,5
-2
-2,5
-3
Tid (h)
Österbybruk
Trycktendens (hPa/3h)
Trycktendens (hPa/3h)
Örebro
1
0,5
0
10
15
-1
Tid (h)
5
25
Älvdalen
-1,5
15
-1
20
Tid (h)
-1
-0,5 0
25
-3
Uppsala
15
20
-2
Tid (h)
10
Kisa
Såtenäs
0
5
25
Tid (h)
0,5
0
-0,5 0
20
-1,5
Moss Norge
5
15
-1
Tid (h)
-0,5 0
25
-1,5
Hagfors
10
20
Tid (h)
0
5
15
-1
Tid (h)
-0,5 0
25
-3
Edsbyn
5
20
-2
Tid (h)
0
-0,5 0
15
20
25
Örebro
-1,5
-2
-2,5
Tid (h)
0
-0,5 0
5
10
15
20
25
-1
-1,5
Österbybruk
-2
-2,5
-3
Tid (h)
Figur 5.3.1. Grafer över trycktendensen/3 timme (3h) på olika platser runt om i södra och mellersta
Sverige den 16 augusti 2001.
27
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 12tiden, 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
850 hPa, 16 aug. 00 UTC.
Figur 5.3.3. Isotermerna på höjden
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 trycktendensmönstren 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.
28
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.
29
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 :
ρ e = e(n+ − n− )
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-3s-1, k=1,25*10-4 m2V-1s-1, λ=1,25 fS/m samt
E=100 V/m, erhålles från modellberäkningarna följande samband, se figur 5.4.1.:
rymdladdningsdensitet
(pC/m^3)
u*=0,4 m/s; q= 0,5*10^7 Q; lambda=1,25 fS/m;
E=100 V/m
50
40
30
20
10
0
0,01
0,02
0,03
0,04
0,05
0,06
0,07
0,08
skrovlighetsparameter (m)
Figur 5.4.1 Rymdladdningsdensitet ρe plottat mot skrovlighetsparametern z0.
Ur figur 5.4.1. framgår det tydligt att vid given friktionshastighet u ∗ , jonisation q,
konduktivitet λ och elektrisk fältstyrka E avtar rymdladdningsdensiteten ρe snabbt med ökad
skrovlighetsparameter z0 hos underlaget.
För högre elektriska fältstyrkor gäller modellen enligt ekvation (6) i avsnitt 2.5 där
ekvationen löd:
ρ k = B(E − M )2
Här uttrycks rymdladdningsdensitet i termer av den elektriska fältstyrkan, den kritiska fältstyrkan 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
30
rymdladdningsdensitet (pC/m^3)
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.
20
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0
C=1
C=0,5
C=0,25
0
1
2
3
4
5
6
elektrisk fältstyrka (kV/m)
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 rymdladdningsdensiteten 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
31
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 trycktendensmönstret 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.
32
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
skrovligheten kan gynna blixtnedslagen i vindkraftverken placerade ute till havs.
Slutligen hoppas jag att denna studie kan vara till hjälp vid framtida åskforskning inom
vindenergiområdet.
33
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.
34
Referenslista
Beard, K.V.K. and Ochs, H.T. 1986: Charging Mechanism in Clouds and Thunderstorms.
The Earth’s Electrical Environment. Nat. Acad. Press. 1986.
Chalmers, J.A 1967: Atmospheric Electricity. 2nd ed. Pergamon Press, Oxford, 1967.
Chauzy, S. and Raizonville, P. 1982: Space charge layers created by corona at gruond level below
Thunderclouds. Measurement and modelling, 87, pp. 3143-3148, 1982.
Chiu, C.S. och Klett, J.D. 1976: Convective Electrification of Clouds. J. Geophys. Res. 81.
Cooray, V. 2000: Blixten, så fungerar naturens fyrverkeri.
Institutet för Högspänningsforskning, Uppsala universitet, 2000.
Cotton, I.; McNiff, B.; Soerenson, T.; Zischank, W.; Christiansen, P.; Muljadi, E.;
Hoppe-Kilpper, M.; Ramakers,S.; Pettersson, P. 2000: Lightning Protection for Wind Turbines.
25 th International Conference on Lightning Protection, pp. 848-854, September 18-22 2000, Rhodes Greece.
Fält, B. 1992: Åskmolnet, litteraturstudie av olika teorier för uppkomsten av laddade moln.
Examensarbete i meteorologi, Uppsala universitet, januari 1992.
Israelsson, S.; Enayatollah, M.A.; Pisler, E.; Michnowski, S.; Adedokun, J. 1983:
On the Occurance of Cloud-to-Ground Flashes in Sweden. UURIE 148:83, IFH och Uppsala universitet, 1983.
Israelsson, S. och Lundquist, S., 1980: Elektriska urladdningar i atmosfären och deras
inverkan på flygning. UURIE:132-80, IFH och Uppsala universitet, 1980.
Jacobsson, C. 1993: A Study of A Complex Summer Storm in Sweden, the Effects of the
Daily Variation, the Orography and the Coast on A Squall Line, Cold Front, TroughLine and A Cold Air Mass
Thunderstorm. Licensiatavhandling i meteorologi, Uppsala universitet, 1993.
Jhawar, D.S. och Chalmers, J.A.: Point-discharge currents through small trees in artificial fields.
J. Atm. Terr. Phys., 29, pp. 1459-1463.
Jóhannsdóttir, H. 1993: Comparison of Lightning Location Systems.
Technical University of Denmark, Electric Power Engineering Department, june 1993.
Knudsen, E.; Israelsson, S. and Hallberg, B. 1989: Measurement of the electrode effect over flat, snowcovered ground. J. Atm. Terr. Physics, Vol 51, No 6, pp. 521-527, 1989.
Krehbiel, P.R. 1986: The Electrical Structure of Thunderstorms.
The Earth’s Electrical Environment. Nat. Acad. Press., 1986.
Krider, E.P. 1986: Physics of Lightning. The Earth’s Electrical Environment. Nat. Acad. Press., 1986.
Liljequist, G.H. 1962: Meteorologi. Generalstabens litografiska anstalt, Stockholm, 1962.
Pisler, E. 1993: Beräknad lokaliserings effektivitet på det svenska LLP-systemet.
Intern rapport, Institutet för Högspänningsforskning, Uppsala universitet.
Rust, W.D. 1986: Positive Cloud-to-Ground Lightning.
The Earth’s Electrical Environment. Nat. Acad. Press. 1986.
Schütte, T.; Cooray, V.; Israelsson, S. 1987: Recalculation of Lightning Localization
System Acceptance Using A Refined Damping Model.
Journal of Atmospheric ans Oceanic Technology, Vol. 5, No. 2, pp. 375-380, April 1988.
35
Soerensen, T. 1995: Lightning Registration System. Analysis, Optimization and Utilization.
Technical University of Denmark, Electric Power Engineering Department, February 1995.
Soerensen, T.; Brask, M.H.; Jensen, F.V.; Raben, N.; Saxov, J.; Nielsen, L.;
Soerensen, P.E. 1999: Lightning Protection of Wind Turbines.
1999 European Wind Energy Conference and Exhibition, pp. 1-4, March 1-5 th 1999, Nice France.
Strandberg, G. 2000: On the Characteristics of Lightning in Sweden.
Examensarbete i meteorologi, Uppsala universitet, maj 2000.
Tuomi, T.J. 1982: -the atmospheric electrode effect over snow. J. Atm. Terr. Phys., 44, pp. 737-745, 1982.
Willett, J.C. 1978: An analysis of the electrode effect in the limit of strong turbulent mixing.
J. Geophysical Research, 83, 402, 1978.
Willett, J.C. 1979: Fair weather electricity charge transfer by convection in an unstable planetary
boundary layer. J. Geophysical Research, 84, 703, 1979.
36
Appendix för bifogade bilagor
Bilaga 1: Indelning av södra Sveriges kustområden
38
Bilaga 2: Negativa blixtnedslag längs västkusten, sommarperiod
39
Bilaga 3: Negativa blixtnedslag längs västkusten, höstperiod
40
Bilaga 4: Positiva blixtnedslag längs västkusten, sommarperiod
41
Bilaga 5: Positiva blixtnedslag längs västkusten, höstperiod
42
Bilaga 6: Negativa blixtnedslag längs ostkusten, sommarperiod
43
Bilaga 7: Negativa blixtnedslag längs ostkusten, höstperiod
44
Bilaga 8: Positiva blixtnedslag längs ostkusten, sommarperiod
45
Bilaga 9: Positiva blixtnedslag längs ostkusten, höstperiod
46
37
Bilaga 1: Indelning av södra Sveriges kustområden.
Figur 1. Indelningar av södra Sveriges kustband i studien, de svarta flaggorna markerar aktuella DF-stationer.
Rutorna i figuren ovan representerar de indelade områdena, där för varje ruta aktuell
blixtdensitet av önskad polaritet tagits fram. Alla rutor är namngivna med en bokstav, som
även är angivet på respektive grafer i bilagorna 2-9. Varje indelad ruta i vertikalled, det vill
säga i latitudled, är av storleken 0,5° (30 minuter). Varje ruta i horisontalled, det vill säga i
longitudled, är av storleken 0,1° (6 minuter). Skalan är 60 kilometer per hela grader i
longitudled, dvs. 6 kilometer per indelad ruta, som är en tiondels grad i longitudled. I
horisontalled, latitudled, är skalan 110 kilometer per hela grader i latitudled, dvs. 55 kilometer
per indelad ruta, som är en halv grad i latitudled. I varje graf till de indelade rutorna är
kustlinjerna markerade med dess värde i longitudled, samt att Gotlands västra kust är
markerad i aktuella grafer för området.
38
Bilaga 2: Negativa blixtnedslag längs västkusten, sommarperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen.)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 A1
500
450
400
350
300
250
200
150
100
50
0
TOT
9
10
11
12
13
14
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 A2
900
800
700
600
500
400
300
200
100
0
TOT
11,3
11,5
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 B1
1200
1000
800
TOT
600
400
200
11,5 12
0
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 B2
1000
800
600
TOT
400
12
200
12,3
0
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 C1
1000
900
800
700
600
500
400
300
200
100
0
12,9
TOT
12,4
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grafer)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 C2
900
800
700
600
500
400
300
200
100
0
12,7
TOT
12,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grader)
39
Bilaga 3: Negativa blixtnedslag längs västkusten, höstperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen.)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg2 A1
20
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0
11,3
TOT
11,2
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
TOT neg2 A2
Blixtdensitet/ 330km^2
30
25
20
15
TOT
11,3
10
11,5
5
0
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
TOT neg2 B1
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
50
40
TOT
30
12
20
10
11,5
0
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader
TOT neg2 B2
Blixtdensitet/ 330km^2
35
30
25
20
TOT
15
12,3
10
12
5
0
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
TOT neg2 C1
Blixtdensitet/ 330km^2
25
20
15
12,4
TOT
10
5
12,9
0
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grader)
TOT neg2 C2
Blixtdensitet/ 330km^2
16
14
12
12,7
10
8
TOT
12,5
6
4
2
0
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grader)
40
Bilaga 4: Positiva blixtnedslag längs västkusten, sommarperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen.)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT pos1 A1
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
11,3
TOT
11,2
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
TOT pos1 A2
Blixtdensitet/ 330km^2
80
70
60
11,5
50
40
TOT
11,3
30
20
10
0
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
TOT pos1 B1
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
12
50
40
11,5
30
TOT
20
10
0
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
TOT pos1 B2
Blixtdensitet/ 330km^2
60
12,3
50
40
12
30
TOT
20
10
0
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
TOT pos1 C1
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
12,9
12,4
50
40
TOT
30
20
10
0
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grader)
TOT pos1 C2
Blixtdensitet/ 330km^2
60
50
40
30
TOT
20
10
0
10
11
12
13
14
15
Longitud (grader)
41
Bilaga 5: Positiva blixtnedslag längs västkusten, höstperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen.)
TOT pos2 A1
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
50
40
TOT
30
20
11,2
10
11,3
0
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
TOT pos2 A2
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
50
40
TOT
30
11,5
20
10
11,3
0
9
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT pos2 B1
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
TOT
11,5
12
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
TOT pos2 B2
Blixtdensitet/ 330km^2
35
30
25
20
TOT
12
15
10
5
12,3
0
9,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT pos2 C1
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
12,4
TOT
12,9
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT pos2 C2
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
12,7
TOT
12,5
10
10,5
11
11,5
12
12,5
13
13,5
14
14,5
Longitud (grader)
42
Bilaga 6: Negativa blixtnedslag längs ostkusten, sommarperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen samt placering av Gotland och Öland.)
TOT neg1 A'
800
17,2
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
600
TOT neg1 G'
500
400
18
300
TOT
200
100
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
600
16,7
500
16,9
400
TOT
300
18,2
200
100
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
0
16
700
20,5
Longitud (grader)
Longitud (grader)
TOT neg1 B'1
TOT neg1 H'
800
500
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
600
18,9
400
18
300
19,5
TOT
200
100
0
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
700
600
500
16,7
400
TOT
300
17
200
18,2
100
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
21
Longitud (grader)
Longitud (grader)
TOT neg1 I'
800
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT neg1 C'
500
450
400
350
300
250
200
150
100
50
0
18,8
TOT
19,3
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
21
700
600
500
16,6
400
300
100
0
21,5
15
Longitud (grader)
15,5 16
16,5 17
TOT neg1 D'
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
300
18,2
200
TOT
18,8
100
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
600
500
400
14,7
TOT
300
16
200
100
0
14,5
21
Longitud (grader)
15
15,5
16
TOT neg1 E'
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
18
300
TOT
17
200
100
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
Longitud (grader)
600
17,0
400
16,9
300
TOT
200
100
16
16,5
17
17,5
18
18,5
1000
900
800
700
600
500
400
300
200
100
0
13,5
17,5
18
18,5
TOT
14,4
14
14,5
15
15,5
Longitud (grader)
TOT neg1 F'
500
17
TOT neg1 K'
500
400
16,5
Longitud (grader)
600
Blixtdensitet/ 330km^2
19,5 20
700
400
0
15,5
18,5 19
TOT neg1 J'
500
0
15,5
17,5 18
Longitud (grader)
600
0
16,5
TOT
16,3
200
19
19,5
20
20,5
Longitud (grader)
43
16
16,5
Bilaga 7: Negativa blixtnedslag längs ostkusten, höstperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen samt placering av Gotland och Öland.)
TOT neg2 A'
TOT neg2 G'
30
1
Blixtdensitet/330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
1,2
0,8
0,6
TOT
0,4
0,2
18
17,2
0
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
25
20
16,9
15
10
5
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
20,5
Longitud (grader)
Longitud (grader)
TOT neg2 B'
TOT neg2 H'
25
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
2,5
2
1,5
TOT
1
0,5
18,9
18
0
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
19,5
20
20,5
20
16,7
15
TOT
10
18,2
5
17
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
21
Longitud (grader)
Longitud (grader)
TOT neg2 C'
TOT neg2 I'
25
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
3,5
3
2,5
2
TOT
1,5
18,8 19,3
1
0,5
0
20
15
16,6
5
16,3
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
21
21,5
15
15,5
16
16,5
Longitud (grader)
17
17
7
6
5
4
TOT
3
18
2
1
0
15,5
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
45
40
35
30
25
20
15
10
14,7
5
0
14,5
15
Blixtdensitet/ 330km^2
12
10
17
TOT
16,9
2
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
Longitud (grader)
16
18,2
17
17,5
18
18,5
TOT
18,8
19
16,5
17
19,5
18
16
14
12
10
8
6
4
2
0
13,5
17,5
18
18,5
TOT
14,4
14
14,5
15
Longitud (grader)
TOT neg2 D'
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
16,5
20
TOT neg2 K'
14
0
15,5
19,5
Longitud (grader)
16
4
19
16
15,5
TOT neg2 F'
6
18,5
TOT
Longitud (grader)
8
18
TOT neg2 J'
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
8
17,5
Longitud (grader)
TOT neg2 E'
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT
10
0
17
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT
18,2
16,7
20
20,5
21
Longitud (grader)
44
15,5
16
16,5
Bilaga 8: Positiva blixtnedslag längs ostkusten, sommarperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen samt placering av Gotland och Öland.)
TOT pos1 A'
TOT pos1 G'
70
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
50
40
TOT
17,2
30
20
18
10
0
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
18,2
60
16,9
50
40
TOT
30
16,7
20
10
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
20,5
Longitud (grader)
Longitud (grader)
TOT pos1 B'
TOT pos1 H'
70
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
60
50
40
30
TOT
20
18
10
0
16,5
17
17,5
18,9
18
18,5
19
19,5
19,5
20
20,5
60
18,2
50
40
TOT
17
30
20
16,7
10
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
21
Longitud (grader)
Longitud (grader)
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
TOT pos1 I'
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT pos1 C'
TOT
18,8
17
17,5
18
18,5
19,3
19
19,5
20
20,5
21
21,5
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
16,6
TOT
16,3
15
15,5
16
16,5
Longitud (grader)
17
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
60
50
40
30
TOT
18,2
18,8
10
0
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
21
50
45
40
35
30
25
14,7
20
15
10
5
0
14,5
15
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
70
60
50
40
TOT
18
10
0
15,5
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
TOT pos1 F'
Blixtdensitet/ 330km^2
60
50
16,9
30
TOT
17
20
10
0
15,5
16
16,5
17
17,5
18
18,5
20
TOT
15,5
16
16,5
17
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
13,5
19
17,5
18
18,5
TOT
14
14,5
15
15,5
Longitud (grader)
Longitud (grader)
40
19,5
TOT pos1 K'
80
20
19
16
TOT pos1 E'
17
18,5
Longitud (grader)
Longitud (grader)
30
18
TOT pos1 J'
TOT pos1 D'
20
17,5
Longitud (grader)
19,5
20
20,5
Longitud (grader)
45
16
16,5
Bilaga 9: Positiva blixtnedslag längs ostkusten, höstperiod.
(Siffror i grafen representerar ungefärlig placering av kustlinjen samt placering av Gotland och Öland.)
TOT pos2 A'
TOT pos2 G'
7
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
2,5
2
1,5
TOT
1
0,5
18
17,2
0
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
6
5
16,9
4
16,7
TOT
3
18,2
2
1
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
20,5
Longitud (grader)
Longitud (grader)
TOT pos2 B'
12
18
1
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
1,2
TOT pos2 H'
19,5
0,8
0,6
TOT
0,4
0,2
18,9
0
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
21
10
8
18,2
6
4
2
16,7
0
15,5 16 16,5 17 17,5 18 18,5 19 19,5 20 20,5 21
Longitud (grader)
Longitud (grader)
TOT pos2 I'
7
4,5
4
3,5
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT pos2 C'
TOT
18,8 19,3
6
16,6
5
4
TOT
3
2
16,3
1
0
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
21
15
21,5
15,5
16
16,5
17
TOT pos2 D'
18,5
19
19,5
20
8
Blixtdensitet/ 330km^2
Blixtdensitet/ 330km^2
18
TOT pos2 J'
7
6
5
4
TOT
3
18,2
2
1
18,8
0
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
20
20,5
7
6
5
4
TOT
3
2
0
14,5
21
16
14,7
1
15
15,5
16
Longitud (grader)
3,5
Blixtdensitet/ 330km^2
2
1,5
TOT
18
1
0,5
16
16,5
17
17,5
18
18,5
19
19,5
18,5
6
5
4
3
TOT
2
1
17,5
18,5
6
5
4
TOT
14,4
3
2
1
14
14,5
15
15,5
Longitud (grader)
TOT pos2 F'
16,5
18
7
0
13,5
20
Longitud (grader)
0
15,5
17,5
8
2,5
0
15,5
17
TOT pos2 K'
17
3
16,5
Longitud (grader)
TOT pos2 E'
Blixtdensitet/ 330km^2
17,5
Longitud (grader)
Longitud (grader)
Blixtdensitet/ 330km^2
TOT
17
19,5
20,5
Longitud (grader)
46
16
16,5