VINDENS OCH TEMPERATURENS … SCIENCES CENTRE GÖTEBORG UNIVERSITY B404 2004 VINDENS OCH TEMPERATURENS FÖRHÅLLANDE TILL LAVINAKTIVITETEN PÅ FJÄLLET NUOLJA, ABISKO Sara Sjölander

EARTH SCIENCES CENTRE GÖTEBORG UNIVERSITY B404 2004

VINDENS OCH TEMPERATURENS FÖRHÅLLANDE TILL LAVINAKTIVITETEN

PÅ FJÄLLET NUOLJA, ABISKO

Sara Sjölander

Department of Physical Geography GÖTEBORG 2004

GÖTEBORGS UNIVERSITET Institutionen för geovetenskaper Naturgeografi Geovetarcentrum

VINDENS OCH TEMPERATURENS FÖRHÅLLANDE TILL LAVINAKTIVITETEN

PÅ FJÄLLET NUOLJA, ABISKO

Sara Sjölander

ISSN 1400-3821 B404

Projektarbete Göteborg 2004 Postadress Besöksadress Telefo Telfax Earth Sciences Centre Geovetarcentrum Geovetarcentrum 031-773 19 51 031-773 19 86 Göteborg University S-405 30 Göteborg Guldhedsgatan 5A S-405 30 Göteborg

SWEDEN

Relating wind and temperature parameters to avalanche activity on Mount Nuolja, Sweden.

Sara Sjölander, Göteborg University, Department of Earth Sciences, Physical Geography, Box 460, SE-405

30 Göteborg

Summary

Snow avalanches are powerful processes in alpine terrain. It is difficult to forecast the occurrence of an

avalanche because avalanche formation is a result of a complex combination of terrain character and the

weather elements interacting with the snow pack. Avalanche research have become more and more

important, mainly because of the growing popularity in alpine sports such as backcountry skiing and

mountaineering, and there is an increasing demand for protection and safety knowledge. The true cost of

avalanches to society is largely hidden due to insurance bills, closed ski areas and lengthy closure of rail

and roads. In the Swedish mountain range avalanches have been and are rare but accidents and hazards are

increasing due to the increasing popularity of skiing and mountaineering in avalanche terrain. To

understand how, why and when avalanches form it is necessary to have background information and

understanding about mountain weather, the effects of weather parameters on snow and the interaction of

weather and topography which influence the deposition and distribution of snow.

In this study meteorological data, wind and temperature, obtained from automatic weather stations

positioned near avalanche terrain is compared with documented avalanche data during the winters of 2002

and 2003 to analyse the nature of the avalanche climate in the area and how the meteorological parameters

relates to avalanche activity on mountain Nuolja in Abisko (68°N), Sweden. For the aim of the study full

snow profiles observation were made in a chosen study plot on Nuolja to analyse the snow cover

stratification and spatial variability.

Results of the study shows that temperature and wind have a primary effect on avalanche activity where in

59 % and in 81 % the temperature has been rising 24 hours respectively 48 hours before an avalanche. The

wind is constantly strong on Nuolja but the analyse shows much stronger wind than average just before

avalanche activity and the wind has preferably a southwest to west direction. In Abisko, avalanche

conditions forms during the cold weather situations with low precipitation which favour the building of

weak layers, but avalanches occurs during the fluctuate parts of warmer maritime weather. The study also

shows that natural avalanches have much higher slab thickness and has been exposed of much stronger

winds than skier-triggered avalanches, and that skier-triggered avalanches more often occur when the

temperature rise. The snow profiles shows that the vertical and horizontal variation in snow layers have

big spatial differences on the same slope. Compression-test results show a thin layer of facetted crystals in

homogenous layers of rounds and facetted crystals above crusts.

Keywords: Abisko, avalanche activity, slab thickness, snow avalanche, Sweden, temperature, trigger, wind.

1

Sammanfattning

Laviner är kraftfulla processer som förekommer i alpina bergsområden. Tidpunkten för en lavin är svår att

förutse då laviner är resultatet av ett invecklat samspel mellan terrängens karaktär, snöns egenskaper och

vädrets inverkan. Lavinforskning har, tillföljd av framförallt de alternativa så kallade extremsporternas

ökade popularitet (CAA 2003), fått en större betydelse och efterfrågan på kunskap och säkerhet har ökat. I

de svenska fjällen har laviner varit en sällsynt företeelse men den ökade populariteten att vistas i alpin

terräng har gjort att det sker fler och fler olyckor. Ett grundläggande krav för att förstå hur den svenska

lavinaktiviteten beter sig är att ha kunskap om meteorologins betydelse och integration med snötäcket på

fjällens sluttningar.

I detta arbete har meteorologisk data, vind och temperatur, bestående av timmedelvärden från automatiska

nalys av meteorologiska data visar att både temperatur och vind har primär en betydelse för

eywords: Abisko, brottkantsdjup, laviner, lavinaktivitet, temperatur, vind.

väderstationer i närheten av lavinriskområden inhämtats för att jämföras med dokumenterad lavindata för

vintern 2002 och 2003 i syfte att analysera vilken typ av lavinklimat som karaktäriserar området samt hur

de meteorologiska parametrarna förhåller sig till lavinaktiviteten på fjället Nuolja i Abisko, Lappland. För

studiens syfte har snöprofiler grävts på ett utvalt studieområde på Nuoljas kalfjäll för att analysera

snötäckets stratifikation och spatiala variation.

A

lavinaktiviteten. Vid 59 % och 81 % av lavintillfällena hade temperaturen stigit under en 24 timmars

period respektive en 48 timmars period. Uppbyggnad och förutsättningar för laviner sker vid de kalla,

nederbördsfattiga väderförhållandena som gynnar bildandet av svaga lager, men laviner inträffar vid de

milda maritima väderinbrotten. Resultat av lavindata visar att det i genomsnitt förekom kraftigare vind vid

laviner med högre brottkant men omvänd situation inträffade vid ökad temperatur. Där visade

temperaturen att den stigit i större utsträckning när lavinerna haft låga brottkanter. Lavindata visar

dessutom att spontana laviner generellt får en högre brottkant än skidåkarinitierade laviner. Vid analys av

snöprofilerna framkom det att ett snötäckes vertikala och horisontella lagersammansättning påvisar stora

spatiala skillnader på en och samma sluttning. Stabilitetstest gav utslag i till synes homogena snölager,

men där det upptäcktes att glidytan bestod av ett millimetertjockt lager med fasetterade kristaller.

Snöprofilerna visade också att det förekom fasetterade kristaller ovanpå skarelager.

K

2

Innehållsförteckning SUMMARY...................................................................................................................................................................1 SAMMANFATTNING.................................................................................................................................................2 FÖRORD.......................................................................................................................................................................4 1. INLEDNING.............................................................................................................................................................5 1.2 SYFTE.....................................................................................................................................................................8

1.3 FRÅGESTÄLLNINGAR .............................................................................................................................................8 2. MÄNNISKAN – EN BIDRAGANDE ORSAK TILL FLERTALET LAVINER ...............................................9

2.1 LAVINAKTIVITET I SVERIGE ..................................................................................................................................9 2.2 LAVINKLIMAT .......................................................................................................................................................9 2.3 SNÖ OCH SNÖTÄCKE ............................................................................................................................................10

2.3.1 Snömetamorfism ..........................................................................................................................................11 2.3.2 TG-metamorfism = svaga lager...................................................................................................................12 2.3.3 ET-metamorfism = stabiliseringsprocess ....................................................................................................12 2.3.4 Vad kollapsar i ett snötäcke?.......................................................................................................................12

2.4 SNÖNS FYSISKA OCH MEKANISKA EGENSKAPER ..................................................................................................13 2.2.6 Snöns komplexitet gör den svår att studera .................................................................................................15

2.3 SNÖFLAKLAVINER ...............................................................................................................................................15 2.4 SNÖKRYPNING, DEFORMATIONHASTIGHET OCH SLUTTNINGSTABILITET ..............................................................17 2.5 TEMPERATUR OCH LAVINAKTIVITET ...................................................................................................................18 2.6 VIND....................................................................................................................................................................20 2.7 VIKTEN AV PROFILGRÄVNING..............................................................................................................................20

2.7.1 Fasetterade kristaller och bägarkristaller...................................................................................................21 2.7.2 Rimfrost (eng. surface hoar)........................................................................................................................21

3. STUDIEOMRÅDESBESKRIVNING...................................................................................................................23 3.1 ABISKOS LOKALKLIMAT ......................................................................................................................................24 3.2 TIDIGARE DOKUMENTATION AV LAVINER PÅ NUOLJA .........................................................................................26

4. METODIK ..............................................................................................................................................................27 4.1 VAL AV STUDIEOMRÅDE......................................................................................................................................27 4.2 AVGRÄNSNINGAR OCH KÄLLOR TILL FEL ............................................................................................................27 4.3 DOKUMENTERAD LAVINDATA .............................................................................................................................28 4.4 METEOROLOGISK MÄTDATA FRÅN ANS, 2002/2003...........................................................................................28

4.4.1 Beräkning av temperaturdata ......................................................................................................................29 4.4.2 Vinddata från ANS för 2002 och 2003.........................................................................................................29

4.5 VIND OCH TEMPERATURDATA FRÅN STATIONEN PÅ NUOLJA...............................................................................29 4.6 ANALYS AV GRÄVDA SNÖPROFILER PÅ ÄNGARNA, NUOLJA................................................................................30 4.7 ANALYS AV ABISKO TURISTSTATION PERSONALS GRÄVDA SNÖPROFILER...........................................................30 4.8 BROTTKANTSANALYS..........................................................................................................................................30

5. RESULTAT ............................................................................................................................................................31 5.1 DOKUMENTERAD LAVINDATA .............................................................................................................................31 5.2 NEDERBÖRD ........................................................................................................................................................32 5.3 LUFTTEMPERATUR OCH VINDFÖRHÅLLANDEN, 2002/2003..................................................................................32 5.4 TEMPERATURSKILLNADSANALYS........................................................................................................................40 5.4 BROTTKANTSANALYS..........................................................................................................................................42 5.5 GROPANALYS ......................................................................................................................................................46 5.6 ANALYS AV ABISKO TURISTSTATION PERSONALS GRÄVDA SNÖPROFILER...........................................................51

6. DISKUSSION .........................................................................................................................................................52 7. SLUTSATSER ........................................................................................................................................................57 REFERENSER ...........................................................................................................................................................59

3

Förord Uppsatsen är ett 20 poängs examensarbete i ämnet naturgeografi som skrivits för Naturgeografiska

Institutionen, Göteborgs Universitet. Fältarbetet som ligger till grund för studien utfördes i Abisko,

Lappland.

Personer jag vill tacka för att detta arbete lyckades genomföras är Sportchefen Stefan Mårtensson på

Abisko Turiststation som frikostigt gav mig husrum på stationen under mina fältveckor samt råd,

handledning och tillgång till fältredskap, lavindata och metreologisk mätdata från mätstationen på Nuolja,

Annika Kristoffersson på Abisko Naturvetenskapliga Station för tillhandahållning av metreologisk

mätdata, Jan Hultén på Naturvårdsverket Fjällsäkerhetsrådet för ekonomiskt stöd, Professor Wibjörn

Karlén på Naturgeografiska institutionen, Stockholms Universitet som hjälpsamt gav mig tillgång till

fältredskap samt givit mig råd såväl i startgropen som på resande fot, min handledare på Geovetarcentrum

Docent Björn Holmer som trots min periodvis totala förvirring aldrig fick mig att känna mig helt förlorad,

all personal på Abisko Turiststation som öppenhjärtigt tog emot mig under min vistelse i korridoren, mina

föräldrar, mina allierande systrar, alla personer och lärare på Geovetarcentrum som inspirerat mig i mina

studier samt mina kurskamrater som färdats samma väg som jag……..

”No matter how tightly the body may be chained

to the wheel of daily duties,

the spirit is free…........

to bear itself away from noise and vexations

into the secret places of the mountains.”

– Frank Bolles

4

1. Inledning Vid studier av laviner måste man först konstatera att en lavin inte är ett objekt utan en tidsberoende

process. En lavin är resultatet av att snötäcket inträtt i ett obalanserat tillstånd. Detta tillstånd är en följd av

fysiska och metamorfa processer som i sin tur är en följd av det rådande vädret och det som rått under det

snön avlagrats. Tillförsel av ny snö sker kontinuerligt under vintersäsongen och kan få ett snölager att

kollapsa spontant utan någon till synes extern orsak. Detta är dock aldrig sant eftersom ett skred alltid

beror på ett tillstånd av obalans som beror på en eller annan orsak. Snökristallernas egenskaper och

snötäckets lagersammansättning i kombination med terrängens karaktär avgör en sluttnings stabilitet och

skredbenägenhet. Stabiliteten i sin tur varierar över tid och rum då snön kontinuerligt påverkas av en

komplex mix av meteorologiska faktorer och interna fysiska processer. Ett grundläggande krav för att

förstå företeelsen av den svenska lavinaktiviteten är att ha kunskap om meteorologins betydelse och

integration med snötäcket på fjällens sluttningar. Klimatet i alpina bergsområden kan delas in i tre typer,

maritima, kontinentala och mellanmaritimkontinentala vinterklimat, vilka återspeglar områdets

medeltemperatur, nederbördsmäng och nederbördsform (McClung & Schaerer 1993). Klimattypen i sin

tur avspeglar karaktären på lavinaktiviteten. De tre förekommande alpina lavinklimattyperna är viktiga att

fastställa. En fastställd lavinklimattyp skapar en grund för att vidareutveckla kunskapen och förståelsen för

hur lavinaktiviteten beter sig samt för att bygga upp kunskap hur man förutser lavinrisken i området.

Laviner kan inte förekomma om det inte finns ett betydande snötäcke. I Sverige är de fallande

snömängderna under vintersäsongen relativt små men likväl förekommer kontinuerlig skredaktivitet under

vintern. En av de främsta utlösningsfaktorer är ökad belastning på snötäcket som vanligtvis utgörs av

tillskott av ny snö. De observerade nederbördsmängderna per dygn i den svenska fjällkedjan är dock små

jämfört med dem som kan förekomma i Alperna och västra Nordamerika, där nysnömängderna emellanåt

kan överstiga 1 m/dygn. Observationer från Ljungdalen, Storlien och Riksgränsen visar att mängden

nysnö endast några gånger per år överstiger 20 cm/dygn (Karlén, 1983). Istället är vinden en betydande

faktor för snödistributionen i de svenska fjällen. Enligt beräkningar av Schmacke (1959) är snö på

kalfjället under transport mer än 20 dygn per månad. Vid tillgång på snö kan vinden ackumulera stora

mängder under relativ kort tid och snön deponeras i läområden där den tillförda mängden ökar

belastningen på det redan befintliga snötäcket. Snödriften från väst utgör huvudorsaken till den höga

lavinfrekvensen på Nuolja (Larsson 1974).

En diffus men synnerligen intressant meteorologisk parameter är temperaturens förhållande till

lavinaktiviteten. Personal som arbetar med lavinsäkerhet eller annan verksamhet i alpina miljöer upplever

en ökad flaklavinaktivitet när lufttemperaturen stiger (Wilson et al. 1999) och i lavinlitteratur beskrivs

snabba temperaturökningar som en bidragande faktor till ökad lavinrisk (McClung & Schaerer 1993,

Tremper 2001). Svenska liftanläggningars organisation SLAO (SLAO 2003) klargör i sin

säkerhetsbeskrivning att snabba temperaturökningar utgör en av de omständigheter som ökar lavinrisken.

Men en betydande del av den internationella forskningen, som ligger tillgrund för även den svenska

5

lavinkunskapen, bedrivs i alpina områden med högre altituder samt på mycket lägre latituder än den

svenska fjällkedjan. Dessa områden har en intensivare solinstrålning samt att den högre altituden i

kombination med lägre latituder ger upphov till fenomenet med insvepande varma vindar, s.k. föhnvindar.

Dessa varma vindar utgör en bidragande del till de snabba uppvärmningarna av snötäcke på lavinfarliga

sluttningar. Naturföreteelsen med föhnvindar är inte lika utpräglat i den svenska fjällkedjan, men det är

däremot vanligt med temperaturinversioner under vintern som till viss del beror på den ringa

solinstrålningen. När en kalluftinversion skingras följer en hastig uppvärmning av snötäcket. I Sverige har

temperaturen beaktats i en studie av Schmacke (1959) där han studerade maxitemperaturen nio dygn innan

skred i den svenska fjällkedjan och menar att i många fall förefaller det som om stigande temperaturer,

särskilt när detta sker vid relativt milt väder tycks bidra till en försvagning hos snöskiktningen.

Tidsperioden på temperaturökningen som skulle försvaga snön är svår att precisera vilket är en intressant

kvarstående lucka för att kunna avgöra när temperaturen har en avgörande del i minskad snöstabilitet.

Snökristallernas och snölagrens fysiska och mekaniska egenskaper beror främst på temperaturen som har

en vital betydelse för deras utveckling och uppbyggnad i korta som långa tidsperspektiv. Snöns isolerande

egenskaper innebär att temperaturen i ett snötäcke är tidsförskjutet lufttemperaturens pendlingar och en

förändrad temperatur kräver en viss tid för att förändra temperaturen på ett större djup. Temperaturens

dygnsförändringar avtar med djupet och på ett djup av 30 cm är de mycket små. På detta djup ligger

snötemperaturen i närheten av medeltemperaturen för en viss period, grovt mått ca en vecka (Karlén

1983). Snöns konduktivitet beror på snölagrets densitet och antalet kontaktlänkar mellan kornen.

Konduktiviteten ökar med ökad densiteten, dvs. de isolerande egenskaperna avtar med minskad porositet.

En viktig faktor angående värmefördelning och lavinaktivitet är att den är väldigt långsam. Laviner

tillföljd av temperaturförändringar observeras därför vanligen hos flak med en brottkantsdjup mindre än

0.5m (McClung & Schaerer 1993). Vindens dominerande inflytande på distributionen av snön i de

svenska fjällen gör att snötäcket vindpackas och får en hög densitet. Detta har inflytande på

värmefördelningen i snötäcket. I en undersökning utförd i aktuellt studieområde visar att orörd snö inte

påverkas i samma utsträckning av temperaturförändringar som tillpackad snö (Karlén 1983). En

uppvärmning har således en större inverkan på vindpackad snö än porösare snö och blir därmed en viktig

faktor att beakta vid svenska lavinstudier där vinden är den dominerande parametern som formar snötäcket

på fjällens sluttningar. Men lufttemperaturens begränsade inverkan på djupet blir likafullt endast en

bidragande faktor till laviner med låga brottkanter. Detta betyder att laviner med relativt höga brottkanter

inte kan ha påverkats av en förändrad lufttemperatur.

Spontana laviner och skidåkarinitierade laviner har skilda utlösningsorsaker. Skidåkarinitierade laviner

sker genom en snabb pådrivande skjuvning medan spontana laviners utlösningstillstånd byggs upp under

ett längre tidsperspektiv genom strainsoftening i snötäcket vilket förr eller senare överskrider

hållfasthetströskeln. Den tyngd en människa kan utgöra på ett snötäcke är liten i relation till snötäckets

självvikt. En människas tyngd (70kg) avtar drastiskt med djupet och vid ett djup på ca 1 m i snö med

densiteten 200 kg/m3 är trycket inte märkbart (McClung & Schweizer 1999). Det är också ovanligt att

6

skidåkare utlöser laviner med en brottkant över 1 m. Statistik utförd i Schweiz och Kanada visar att

medeldjupet på brottkanter utlösta av skidåkare är 46 cm (Schweizer & Jamieson 2001). För att en spontan

lavin ska uppstå krävs en deformationshastighet som överskrider snöns och sluttningens ”naturliga”

deformation. Denna belastning kan snödrev med hög ackumulationshastighet utsätta snötäcket för, vilket

också har möjlighet att påverka på ett större vertikalt djup. Skred med hög brottkant, och som framförallt

utlöses spontant, borde således i större utsträckning ha utsatts för kraftig vind.

Ett praktiskt verktyg för att förutse eventuell lavinrisk är att studera och följa utvecklingen i snötäcket

under hela vintersäsongen. Detta görs bäst genom snöprofilgrävningar i potentiella riskområden (CAA

2002). Snö är föränderligt och via metamorfism kan snökristallerna antingen avrundas till korn, vilket ger

en ökad stabilitet eller om det finns en befintlig temperaturgradient byggas upp till en typ av kristall som

ger minskad stabilitet. Snökristallernas typ och storlek styrs främst genom temperaturen i luften och i

snötäcket. Beroende på vilken typ av snökristall som ingår i ett lager och lagrets hårdhet så innehar varje

lager skilda stabilitetsegenskaper. Bedömningen av en snöprofils stabilitet i fält görs genom ett

kompressionstest. Via profilgrävning kartlägger man snötäckets lageruppbyggnad på sluttningen och

identifiera ingående kristaller i varje lager vilket underlättar bedömningen om eventuell lavinförekomst.

7

1.2 Syfte

Abisko är en av de få platser i Sverige där det finns uppenbar lavinfara för allmänhet och trafik. Nuoljas

ostsluttningar mot landsvägen och järnvägen är uppenbara risksluttningar. En lavin innebär stora

omkostnader när snömassorna ska röjas bort från Malmbanan och landsvägen samt att den intensiva

tågtrafiken mot Narvik kan bli stillastående i flera dygn. Tidigare lavinstudier har bedrivits i området med

inriktning på omfattning, magnitud och klassning av laviner, kartering av lavinterrängen samt

riskhantering (Larsson 1974, Karlén 1983, Östling 1988, Pyykönen 2000, Mårtensson et al. 2002). Men

när det gäller vädrets och de meteorologiska parametrarnas inflytande på lavinaktivitet finns inte mycket

utarbetat material.

Avseendet med den här studien är att tyda Nuoljas lavinklimat och att försöka se ett samband mellan

lufttemperaturens variationer och vindens inflytande på lavinaktivitet och brottkantsstorlek. Med

inflytande på brottkantsdjup menas att analysen ska försöka tyda om det förhåller sig att laviner med låga

brottkanter i större utsträckning är mer temperaturberoende än laviner med djupare brottkant. Laviner med

djupa brottkanter bör i högre grad inträffa efter extrema vindförhållanden, med motiveringen att dessa

laviner behöver utsättas för betydligt aggressivare belastning än en temperaturförändring eller skidåkare.

Som följd uppstår ytterliggare en fråga och det är om det är möjligt att se en tendens till att laviner med

låg brottkant i större utsträckning initierats av skidåkare eller sprängning och att laviner med hög brottkant

har initierats spontant. Som verktyg att i större omfattning förstå förutsättningarna till lavinförekomst och

betydelsen av ett snötäckes lagersammansättning, vad avser kristalltyp och hårdhet, har studiens

fältmoment bestått av profilgrävning i ett ur lavinsynpunkt lämpligt område på Nuolja.

1.3 Frågeställningar

1. Hur har temperaturen och vinden sett ut dagarna innan snöskred på fjället Nuolja?

2. Vilket lavinklimat och väder kännetecknar lavinaktiviteten i Abisko?

3. Vilket samband har vind och temperatur på brottkantsdjup?

4. Vilket samband har dokumenterad initierande orsak till storleken på brottkantsdjup?

5. Hur ser snöstratifikationen ut på Nuoljas sluttningar?

8

2. Människan – en bidragande orsak till flertalet laviner Primära riskegenskaper hos en sluttning är dess form och lutning. Utöver de primära egenskaperna kan

laviner utlösas av flera olika sekundära utlösningsfaktorer. Antingen är det endast en sekundär

orsaksfaktor eller så är det i kombination av flera styrande orsaksfaktorer tillsammans. Exempel på

sekundära faktorer är fallande hängdrivor, sluttningens aspekt, nederbörd, vind, temperatur, solinstrålning,

instabil snölagersammansättning, metamorfa processer i de olika lagren och till sist men inte minst

mänsklig aktivitet. Den tyngd en människa kan utgöra på ett snötäcke är liten i relation till snötäckets

självvikt, men mänsklig aktivitet på fjällens sluttningar utgör en stor del av de utlösande faktorerna (CAA

2003). Ett snölager kan befinna sig i ett instabilt tillstånd och förbli i detta tillstånd snösäsongen ut eller

fram till dess att snöns omvandlingsprocesser försatt det i ett stabilt tillstånd. Under denna tidsperiod kan

en skidåkare vara den förorsakande faktorn. Utifrån säkerhetsperspektiv för en enskild skidåkare behöver

inte storleken på laviner vara nämnvärt stora. Brottkanter på 10 cm kan vara tillräckliga för att en

skidåkare inte ska kunna ta sig ur skredmassorna och 50 cm innehåller tillräckligt med snö för att en

människa ska kunna bli begravd. I Kanada sker de flesta dödsolyckor i laviner med en brottkant på mellan

20-60 cm (CAA 2003).

2.1 Lavinaktivitet i Sverige

I Sverige har det enligt kända källor (Schmacke 1959, Karlén 1983, Östling 1988, Pyykönen 2000,

Mårtensson et al. 2002) inrapporterats ett hundratal laviner sedan 1900-talets början. Dessa laviner är allt

ifrån små laviner som inte åstadkommit någon skada till större laviner som krävt människoliv och till sist

stora laviner som förstört egendom och stoppat befintlig trafik. Exempel på detta är laviner som gått i

aktuellt studieområde varvid trafiken blivit berörd vid tio tillfällen sen 1904. Senast det inträffade var

2000 vilket ledde till flera dygns avbrott (Mårtensson et al. 2002). Perioder då sannolikheten att det ska

förekomma en hög frekvens av stora laviner är som störst efter kraftiga snöfall orsakade av de synoptiska

vädersystemen. För Skandinaviens del uppstår varaktiga intensiva snöfall framförallt vid västliga lågtryck.

En teori (Östling 1988) är att det endast förekommer stora laviner, dvs. med en magnitud nog att förstöra

egendom, vid ”extrem-år”. Detta beroende på det klimat som råder i Sverige tillsammans med den relativt

flacka fjällkedjan. Denna teori bygger på studier i Norge där en trend med ca 12-13 års intervall kan

urskiljas då år med flertal skadegörande laviner uppträder. Orsaken till dessa extrema lavinvintrar är att

vädret, vilket styrs av de synoptiska cirkulationer som benämns som North Atlantic Oscillation (hög- och

lågtrycken som bildas över Atlanten), avvikit markant från normala år. Detta överensstämmer enligt

Östling (1988) ganska hyggligt med befintlig data för Sverige.

2.2 Lavinklimat

Beskrivning av karaktären på ett områdes lavinaktivitet kan grundläggande ges utifrån områdets lokala

klimat. Det vill säga i områden med intensiv nederbörd sker lavinaktiviteten ofta i direkt anslutning till

9

snöfallen medan i områden med kallare och nederbördsfattigare klimat blir lavinaktiviteten svårare att

förutse då den i större utsträckning vållas av kollapsande svaga lager.

Ett kontinentalt snöklimat kännetecknas av liten nederbörd, kalla temperaturer och är ofta lokaliserat i

inlandet. Snötäcket är ofta grunt och ostabilt på grund av förekomsten av svaga lager. Omfattande snödrift

under stabila vädersituationer orsakar många gånger lokala ackumulationsluttningar som kan initiera

kollaps av äldre svaga lager. Det grunda snötäcket gynnar temperaturgradienter som är grunden för

rekristallisationsprocesser (se avsnitt 2.3.1) och de låga temperaturerna gör också att svaga lager bevaras

under längre tid. Lavinprognos i kontinentala bergsområden bygger på observationer av snötäckta svaga

lager och på väderobservationer som gynnar både bildandet av svaga lager och vädersituationer som

orsakar kollaps av dessa. Många kollapser sker givetvis även i ny snö, men kollaps av äldre svaga lager är

det mest utmärkande för ett kontinentalt snöklimat. Detta gör också att kontinentala områden har en större

risk att utsättas för oförutsägbara större laviner med djupa brottkanter.

Ett maritimt snöklimat är motsvarigheten till det kontinentala och karaktäriseras av flitigt förekommande

och intensiva snöfall och relativt milda temperaturer. Snötäcket är ofta djupt med snabb fluktuerande

instabiliteten. Är det instabilt är det ofta mycket instabilt. Laviner uppstår under eller i direkt anslutning

till snöstormarna där kollapsen sker i ny snö och nära ytan. Detta gör också att dessa laviner är lättare att

förutse och får inte lika djupa brottkanter. Befintligheten av milda temperaturer gör att snön stabiliserar sig

snabbt och begränsar tiden då snön är instabil. En typisk lavinvädersituation i ett maritimt område är regn

som övergår i snöfall. Regn orsakar också skare eller hårda islager som kan utgöra som ett framtida

glidlager. Tillföljd av de djupa snötäckena och de milda temperaturerna missgynnas temperaturgradienter

och bildandet av svaga lager samt att svaga lager inte bevaras i snötäcket i samma utsträckning som i kalla

klimat. Lavinprognos i maritima områden bygger främst på väderobservationer.

De två typerna av lavinklimat kan också finnas som en mix och betecknas då som ett

mellanmaritimkontinentalt snöklimat.

2.3 Snö och snötäcke

Ett snötäcke formas av ett flertal olika snöfall under skilda meteorologiska förhållanden. Variationer i

atmosfärens temperatur och luftfuktighet under snöfallet skapar snökristaller med olika utseenden.

Snötäcket får därigenom ett stratifierat utseende där varje lager kan ha vitt skilda egenskaper i form av

vattenhalt, densitet, hårdhet, kristallstruktur, portäthet och permeabilitet. Vid snödrev kolliderar

snökristallerna med varandra eller studsar mot marken varvid utstående vassa partier bryts av och

snökristallerna får en avrundad form. När snön deponeras på marken packas kornen tätare och snölagret

får en hög densitet. Ett snötäcke i fjällen är i regel uppbyggt av en serie snöskikt där lager av finkornig,

vindpackad snö från perioder av blåsigt väder varvas med något lösare lager från mindre blåsiga perioder.

Eventuellt finns också islager. Vid markytan finns ofta ett lager av grovkornig rinnsnö så kallade

10

bägarkristaller (Karlén 1983). Under hela snösäsongen pågår ett ständigt massutbyte av energi och fukt

mellan snöytan och atmosfären samt inom snötäcket vilket ständigt förändrar snötäckets karaktär.

2.3.1 Snömetamorfism

Snöns metamorfism är i hög grad beroende av temperaturförhållandena i och ovanför snötäcket. Vid låg

temperatur konserveras tillståndet i snön, vid milt väder omvandlas snön lättare. Konduktiviteten är

beroende av partikelstorlek och form samt utformningen av länkar mellan kornen (Gray & Male 1981).

När värme tillförs ett snötäcke transfererar det genom snön via två mekanismer: 1) genom konduktion i

nätverken av bindningar mellan snökornen och 2) genom ångdiffusion i porutrymmena. I lös snö

transporteras värmen främst genom ångdiffusion via porutrymmena och med ökad densitet ökar den

termiska konduktivitetens betydelse. Snö med en densitet på cirka 600 kg/m3 har 10 gånger större

konduktiv förmåga än porös nysnö (McClung & Schaerer 1993). Detta betyder att värme transporteras

lättare i vindpackad snö.

När snöflingan deponerats på marken startar genast en omvandlingsprocess, där snökristallerna strävar

efter att nå ett termodynamiskt jämviktstillstånd. Denna strävan utmärks genom att snökristallerna vill

minimerar sin ytarea gentemot sin volym. För en dendritisk snöflinga, en kristall med flera armar (se figur

1), innebär detta en rund form. De dendritiska kristallerna bryts ner till fragment och de stora fragmenten

växer på bekostnad av de mindre. Denna process fortgår till dess att fragmenten har reducerats till runda

korn eller till att en betydande temperaturgradient har utvecklats i snötäcket.

Simultant med nedbrytningen av de dendritiska armarna bildas länkar mellan

kornens kontaktpunkter. Men två korn som har kontakt med varandra är inte

i termodynamisk jämvikt utan för att uppnå detta jämviktstillstånd formas en

Figur 1. Dendritisk snöflinga ”nacke” mellan kornen för att minska den totala ytarean. Denna process

kallas sintring och ökar hållfastheten hos snötäcket. När sintringen framskrider blir snötäcket tyngre,

starkare och mer kompakt. Vid varma temperaturer sintrar ny, fluffig snö snabbare (från några minuter till

några timmar) än vid kalla temperaturer. Vinden medför också till en snabbare och starkare uppbyggnad

av snötäcket då snöflingorna genom sin färd i luften slås sönder och får en rund kornform som lättare

packas tätare vid deponering. Detta reducerar sintringsarbetet då mestadels av nedbrytningsarbetet av

armarna redan är avklarat.

Temperaturen och temperaturskillnader har ett primärt inflytande på snökornmetamorfismen.

Temperaturskillnader beror på att ett värmeflöde infinner sig mellan snöytan och marken i ett snötäcke.

Det kan även uppstå gradienter mellan olika snölager. Temperaturen bestämmer hur snabbt omvandlingen

kommer att ske och temperaturgradienten bestämmer vilken typ av metamorfism som ska ske. Riktningen

på gradienten är nedåt, dvs. en ökad temperatur med djupet. Om gradienten är mindre än +1 C°/10 cm är

det en negativ eller liten temperaturgradient vilket leder till en nedbrytande process, ET-metamorfism. Om

skillnaden däremot är mer än +1 C˚ /10 cm är det en positiv eller stor temperaturgradient och en

uppbyggande process, TG-metamorfism, kommer att ske. Temperaturgradienter skapar ånggradienter i

11

snötäcket som gör att vattenånga genom diffusion förflyttar sig från varmare partier i snötäcket mot

kallare partier. Vattenångan sublimerar från en snökristall till nästa snökristall vilket innebär att

vattenmolekylerna förflyttar först från solid form till ångform och sen återigen till solid form, dvs. en

trestegsprocess.

2.3.2 TG-metamorfism = svaga lager Det första steget hos en uppbyggande process, kallad TG-metamorfism (temperaturgradient

metamorphism), är att runda snökristaller genom trestegsprocessen förvandlas till kantiga kristaller, s.k.

fasetter. Fullt utvecklade fasetterade kristaller bildar en kristall som får en bägarformad struktur och kallas

således bägarkristall (eng. depth hoar). Kristallerna växer på höjden vilket gör att

isbryggorna/kontaktytorna mellan dem blir både färre och svagare. Dessa kristaller är ofta starka vid

kompression men svaga vid skjuvning. I kontinentala lavinklimat med kalla vintertemperaturer och grunda

snötäcken utvecklas ofta skarpa temperaturgradienter mellan den kalla snöytan och den varmare markytan.

Tack vare de låga temperaturerna kan utvecklade svaga lager bestående av fasetterade kristaller eller

bägarkristaller bevaras under lång tid i snötäcket och gör att lavinaktiviteten är svår att förutspå.

2.3.3 ET-metamorfism = stabiliseringsprocess Om det inte finns någon temperaturgradient eller om den är liten (mindre än +1°C/10 cm) sker en

nedbrytande omvandling kallad ET-metamorfism (equitemperature metamorphism). Denna metamorfos

karaktäriseras av att snökristallerna strävar efter en rund form och sker simultant med sintringsprocessen.

Snökorn som genomgår en nedbrytande process blir med tiden större, därför att de växer på bekostnad av

de mindre kornen dvs. de växer samman. Snötäcket får med tidens gång därmed tack vare både ET-

metamorfismen och sintringsprocessen både högre densitet och hårdhet vilket är förenat med högre

stabilitet. Omvandlingsprocessen går fort vid en snötemperatur nära 0 grader, men långsamt vid låga

temperaturer. Maritima lavinklimat med milda vintertemperaturer och djupa snötäcken har ofta svagt

utvecklade temperaturgradienter vilket ger en ökad stabilitet. Laviner i maritima klimat sker oftast i

anslutning till nederbördstillfällena vilket gör att lavinaktiviteten är lättare att förutspå.

2.3.4 Vad kollapsar i ett snötäcke?

Förutsättningen för att en flaklavin ska uppstå är ett svagt snöskikt, dvs. ett bristande lager eller s.k.

tenderspots i terrängen (McClung & Schaerer 1993, Tremper 2001). Tenderspots bildas lätt runt

uppstickande föremål (stenar, stubbar, träd o.dyl.) som främjar en lokal temperaturgradient eller på grund

av variationer i terrängen som ger varierande tjocklek på snöflaken. Svaga lager kan variera i tjocklek

alltifrån decimeterstorlek till att vara ett par millimeterstora snökristallerna i ett till synes homogent

snölager (Birkeland et al.1995, Pielmeier & Schneebeli 2003). I många studier omnämns underlaget, men

glidytans utseende tycks spela en underordnad roll utom vid vissa typer av laviner som glider på rena

skarelager (Karlén 1983). Detta beror på snöns förmåga att skapa egna glidytor via strainsoftening som

skapar skjuvband (McClung & Schaerer 1993). I vissa fall skapas förutsättningarna (bildandet av svaga

lager eller zoner) för uppkomsten av laviner relativt tidigt under säsongen och lavinfaran kan sedan förbli

latent under en avsevärd tid framåt om lämplig väderlek råder, i värsta fall hela säsongen ut. Ett bevarat

12

svagt lager djupt ner i snötäcket är en mycket förekommande orsak till stora, katastrofala laviner

(McClung & Schaerer 1993). De flesta kollapser sker genom att ett avvikande svagt lager mellan två

hårdare snölager skjuvas, men ibland uppstår kollapsen helt enkelt pga. dålig friktion mellan två lagerytor.

Vanligen förekommande kristaller i svaga lager är rimfrostkristaller (eng. surface hoar), fasetterade

snökorn, snö med låg densitet (exempelvis hagel eller svagt förankrade snökorn i ett nysnölager) och

skarelager. Observationer från de svenska fjällen tyder på att många laviner glider på lösa lager bildade av

porös kall snö, inbäddad under vindpackad snö (Karlén 1983). En stor del av laviner sker på grund av en

snökristall som är en typ av rimfrost (eng. surface hoar) och som bildas på snötäckets yta vid gynnsamma

väderförhållanden. Denna kristall blir en riskfaktor först efter att ha blivit begravd av ny snö samt att den

blir bara ett fåtal millimeter stor vilket gör det svårt att upptäcka den vid profilgrävning. Figur 2 visar i

förekommande storleksordning de kristalltyper som bygger upp svaga lager och som orsakar laviner.

0 10 20 30 40 5

surface hoarFacets

Depth hoarDecomposing or fragments

New snowSmall rounds

Wet snow

0

Figur 2. Procentuell andel av total mängd laviner (103 st.) som orsakats av en viss typ av svagt lager och initierats av skidåkare. Baserad på statistik ifrån Schweiz och Kanada. Weak layers in skier-triggered avalanches in Canada and Switzerland. Percent of a total of 103 avalanches (Tremper 2001).

2.4 Snöns fysiska och mekaniska egenskaper Snö innehar en egenskap som kallas strainsoftening när det utsätts för långsam skjuvning. Detta betyder

att förmågan att motstå deformation minskar efter att en viss deformationsstorlek uppnåtts. Den

långsamma skjuvningen som snön naturligt utsätts för på sluttningar resulterar i en progressiv brytning av

kornlänkar som skapar skjuvband och som underlättar tillkomsten av skjuvkollapser och glidytor (Kingery

1962, Colbeck 1980). Spontana laviner föranleds av strainsoftening.

Snö blir styvare och starkare med sjunkande temperatur. Styvhet är ett mått på graden av inre motstånd

mot deformation. Detta mått kan uttryckas av Young´s modulus som förklarar hur mycket stress ett

material tål för att ge en given spänningsförändring.

E = σ / ε ( Young modulus = stress / strain)

Värdet på Young modulus, E, blir högre med tiden (pga. sintringsprocessen), med ökad densitet samt med

lägre temperatur. Vid olika laboratorieförsök har resultaten visat att temperaturens inverkan är tydligast i

13

intervallet -2 till -10 grader och att storleken på förmågan att motstå inre deformation vid ett visst tryck

ökar med 20 % när snötemperaturen sjunker ifrån -5 till -15 grader (Colbeck 1980, McClung & Schweizer

1999). Detta betyder att ju lägre temperatur desto styvare och starkare uppträder ett snötäcke. Sambandet

mellan potentiell ökad deformation med ökad temperatur blir starkare när temperaturen närmar sig

smältpunkten (Schweizer & Camponovo 2002). Styvheten hos ett flak gör att tryck sprids över en större

yta, dvs. desto styvare flak desto större horisontal spridningsyta av det tillförda trycket (se figur 3). Ett

mjukt snöflak sprider ett koncentrerat tryck vertikalt varvid troligheten att en extern kraft, exempelvis en

skidåkare, ska påverka ett svagt lager ökar.

Figur 3. De grå kurvorna visar hur trycket fördelas på en större horisontell yta hos kall snö än varm snö. The grey lines shows how pressure distribute under a skier in cold (to the right) and warm snow (McClung & Schweizer 1999, Tremper 2001).

Snö på marken, dvs. snö som har genomgått en sintringsprocess, klassas som ett viskoelastiskt material

där de viskösa och elastiska egenskaper är starkt beroende av sintringstatus som är temperaturstyrd (Gray

& Male 1981, Colbeck 1980, Schweizer 2002, Stoffer & Bartelt 2003). Sintring påverkar alla fysiska

egenskaper hos snön, men främst de mekaniska dvs. snöns viskositet och elastisitet (Gray & Male 1981).

De elastiska egenskaperna är en funktion av temperatur, densitet, metamorfism-status och snöns

tryck/spänning-historia (Gray & Male 1981). Ett snölagers hårdhet definierar motståndskraften mot

deformation per ytenhet och är inte bara en fysisk parameter utan statuerar också graden av viskositet. Ett

hårt lager har en hög viskositet medan ett mjukt lager har en låg viskositet. Storleken på viskositeten är

mycket temperaturberoende och styr hur stor och snabb deformationen kan bli i ett lager utan att fraktur

uppstår (Stoffel & Bartelt 2003). Temperaturberoendet är tydligast närmast smältpunkten (Schweizer

2002, Stoffel & Bartelt 2003). De elastiska egenskaperna är i synnerhet viktiga vid förlopp av snabba

kompressioner som en skidåkare kan åstadkomma både på möjlig deformationstorleken och på

frakturspridningen (Schweizer 2002).

14

2.2.6 Snöns komplexitet gör den svår att studera

Existerande tabeller från laboratoriedata angående snöns mekaniska egenskaper vid olika fysiska

förhållanden är begränsade. Likaså finns det inte fullt fastställda konstitutiva relationer för att beskriva

snöns beteende under olika deformation - och belastningsförhållanden (Shapiro et. al 1997). Detta beror

delvis på att det saknas en klassificering till en specifik deformation utifrån fysiska egenskaper

(kornstorlek, dominerande kornstorlek, kornform, densitet m.m.) vilket främst beror på att snö kan

förekomma i en extrem mängd olika former. En svårighet att göra denna klassificering är också att det inte

är densiteten som styr de mekaniska egenskaperna utan utformningen av kontaktlänkar mellan kornen.

Densiteten i sig säger inget om snöns beteende under deformationprocesser eller tryck (Shapiro et. al

1997). Eftersom inga grundläggande klassificeringar under olika oberoende parametrar finns, finns heller

inga redogörelser för tryck-spänning-tid-styrka data för en specifik typ av snö under olika tryck- och

deformationhastigheter.

2.3 Snöflaklaviner Beroende på väder och snöförhållanden kan en rad olika typer av laviner förekomma. En vanlig

huvudindelning klassad efter graden av kohesion hos snön är lössnö- och snöflaklaviner. Av dessa två

huvudtyper anses allmänt lössnölaviner vara av lågrisktyp. Däremot betraktas dock snöflaklaviner (se

figur 4 och 5), både internationellt och i Sverige vara det största hotet mot människor och byggnader

(Karlén 1983, McClung & Schaerer 1993). Tidigare undersökningar i Sverige (Schmacke 1959, Larsson

1974) visar att flaklavin är den mest förekommande lavinen i de svenska fjällen. Detta förklaras av att de

flesta laviner har sin startzon över trädgränsen där vinden har stort inflytande vid utformningen av

snötäcket. Vinden packar snön vilket resulterar i en högre kohesion och densitet. Den dokumenterade data

som ligger till grund för denna studie bekräftar att snöflaklavin är den dominerande typen.

Figur 4. Flaklavin på en sluttning. Slabavalanche on a slope.

Figur 5. De väsentligaste delarna av en flaklavin. Pilen visar snömassornas färdriktning. The important parts of an slab avalanche. The arrow shows the snowmasses moving direction.

Figur 5 visar de olika delarna av en snöflaklavin. Snöflaket består oftast av hårdare, kohesivare snö än

underliggande snölager. Ett svagt lager är ett lager som oftast består av mjukare eller mindre kohesiv snö

15

som utmärks av att ha ett lågt skjuvmotstånd. En flaklavin kan inte uppstå utan ett svagt lager, därför att

ett snöflaks egenvikt inte kan generera spänning och deformation nog att skapa spontan kollaps/fraktur i

ett homogent snölager (Stoffel & Bartelt 2003). Glidytan består av hårdare snö som flaket glider på. Det

behövs ingen uppenbar glidyta för att det ska gå en lavin utan kollapsen kan ske mitt i ett homogent

snötäcke dvs. skredet skapar sin egen glidyta. Detta är möjligt tillföljd av den långsamma skjuvningen

som snön naturligt utsätts för på en sluttning. Den progressiva brytningen av kontaktpunkter och länkar

mellan snökornen under skjuvningen skapar skjuvband vilka kan utgöras som glidytor (Kingery 1962,

Colbeck 1980, McClung & Schaerer 1993). Stauchvägg är ”rampen” där skredmassan glider över

nedanförliggande snötäcke. Brottkant/skredkrona är det område där brottet har uppstått.

Flaklaviner uppstår genom en kollaps av ett svagt lager som frambringar en fraktur vertikalt hos det

ovanliggande snöflaket (se figur 6). Det svaga lagret förbinder snöflaket till ett äldre underliggande

snösubstratum som ofta utgöres som glidyta. Viktigt är att hålla isär begreppen kollaps och fraktur. När ett

svagt lager skjuvas över sin hållfasthetströskel uppstår kollaps. Frakturen inträder efter kollapsen och kan

inte uppstå om inte snölagret skjuvas mer än den kritiska skjuvhastigheten vilket är ca 1mm/min för ett 10

mm tjockt lager (McClung & Schaerer 1993). Detta betyder också att ett snölager kan kollapsa utan att en

fraktur uppstår. Två tillstånd måste infinna sig om en lavin ska kunna uppstå 1) Skjuvkraften måste

överskrida skjuvmotståndet hos det svaga lagret och 2) kollapshastigheten i det svaga lagret måste vara

snabbt nog att provocera fram en fraktur.

1. Kraften som utlöser lavinen. Exempelvis en skidåkare. 2. Kraften orsakar en skjuvkollaps i det svaga lagret. 3. Skjuvkollapsen orsakar tensionkollaps hos ovanliggande flaksnö. 4. Flaklavinen rör sig ner i sluttningens fallriktning.

Figur 6. De olika stegen som sker vid uppkomst av lavin. The different steps in the formation of an avalanche.

16

När en kollaps inträffat fortplantar sig kollapsen både uppåt och längsmed sluttningen. Trycket från

kollapsen utsätter snöflaket för ett tensionsmoment (se figur 6) vertikalt mot snöytan och en fraktur

uppstår. Detta är brottkanten. Skidåkarinitierade laviner sker genom en snabb pådrivande skjuvning som

överskrider snölagrets elastiska egenskaper. Spontana laviners utlösningstillstånd byggs upp under ett

längre tidsperspektiv genom strainsoftening i snötäcket vilket förr eller senare överskrider

hållfasthetströskeln.

2.4 Snökrypning, deformationhastighet och sluttningstabilitet Alpin snö utsätts, precis som alla porösa material, kontinuerligt av en tidsberoende process som kallas

krypning (eng. creep). Krypning i snö styrs av faktorer (förutom tid) såsom porositet, tryck, temperatur,

densitet och vattenhalt. Jämfört med andra porösa material är kryphastigheten hos snö extremt hög och

ökar med ökad temperatur. Tyngdkraften och snömetamorfismen gör att 90 % av densitetsökningen i

snötäcket beror på krypning och 10 % beror på den fysiska omvandlingen av kornen (McClung &

Schaerer 1993). Krypningen är som störst vid ytan och avtar med djupet tillföljd av friktionen inom

snötäcket och ökad densitet (se figur 7). Snökrypning orsakar skjuvspänning och intern spänning i ett

stratifierat snötäcke.

Figur 7. De olika rörelsekomponenter som sker i ett snötäcke. Storleken på rörelsen avtar med djupet. The different movements in a snowcover on a slope. The size of the movement decreases with depth.

En fraktur kan generellt inte uppstå om inte en kritisk deformationshastighet uppnås, vilket många gånger

måste vara 100 gånger kraftigare än den naturliga totala rörelsehastigheten (McClung & Schaerer 1993).

Denna deformationsstorlek överskrids lätt av en lavinsprängning eller skidåkare. Under konstant

belastning av snöns egenvikt på en sluttning bryts bindningar mellan kornen samtidigt som de genomgår

en reformationprocess, sintring. Hastigheten på deformationen styrs främst av tryck och temperatur och

kan delas in i tre stadier. Långsam deformationshastighet: Om det svaga lagret skjuvas eller sintras

17

långsamt skapas fler kontaktpunkter mellan snökornen än vad som bryts. Detta betyder att det svaga lagret

justeras efter sin ovanpåliggande last och förstärker styrkan. Medelsnabb deformationshastighet: Med en

ökad deformationshastighet uppnår snötäcket en nivå där lika många bindningar bryts som återbildas och

styrkan i det svaga lagret förblir densamma. Snabb deformationshastighet: Om skjuvning eller sintring

sker snabbt kommer snön att nå en punkt där fler brytningar än bindningar sker per tidsenhet. Det svaga

lagret förlorar styrka och närmar sin brottgräns. Slutligen uppstår en fraktur varvid alla bindningar mellan

kornen bryts. Vid tillfällen där den naturliga deformationshastigheten hos snö på en sluttning är

medelsnabb eller snabb är risken stor att en extern kraft som exempelvis en skidåkare initierar en lavin.

Dessa tillfällen med ökad risk kan utgöras av en förhöjd temperatur eller tilltaget tryck från nytillkommen

snö.

2.5 Temperatur och lavinaktivitet Lufttemperaturen sjunker vanligtvis med ökad höjd. Temperaturinversioner är när motsatt situation

uppstår d.v.s. när lufttemperaturen ökar med höjden. Inversioner kan uppträda i olika skalor ifrån

mikroskala på några meter över marken till en höjd av ett helt fjäll. Temperaturinversioner kan plötsligt

svepas undan varvid snön utsätts för en snabb uppvärmning med kraftigt ökad sintringshastighet,

deformationshastighet och förändring hos de mekaniska egenskaperna som följd. Vid en

temperaturinversion är det inte ovanligt med temperaturskillnader på 20 grader vilket studien visar att det

förekommer i Abisko (se figur 20, 22 och 24).

Snötäckets temperatur avspeglar luftens temperatur. Snöytans temperatur beror på mängden inkommande

och utgående långvågig och kortvågig strålning som i sin tur styrs av atmosfärens molnighet och solens

höjd över horisonten. Snöns isolerande egenskaperna i kombination med snöns höga albedo gör att

snötemperaturen inte är detsamma som lufttemperaturen. Det isolerande snötäcket skyddar också marken

från stark avkylning. Effekten av isoleringen ökar med snödjupet och den är störst för löst lagrad snö där

luften mellan porutrymmena gör den extra isolerande. Värme som under den snöfria delen av året lagras i

marken leds under vintern upp till markytan. Denna värme kompenserar en stor del av värmeförlusten från

markytan. Markytans temperatur sjunker därför vanligen inte under 0°C. Enligt en fyradygns mätserie

gjord av Karlén (1983) visar att temperaturen för ett ostört löst lagrat snötäcke vid markytan förblev nära 0

grader trots att lufttemperaturen sjönk till minus 25 grader. Vid samma försök men där snön tillpackats

sjönk temperaturen märkbart i markytan. Temperaturen var där lägre än under ostört snö. Snöns

begränsade värmeledningsförmåga gör att de dagliga förändringarna i snötäcket avtar med djupet under

snöytan och är små på ett djup av 30 cm. På detta djup ligger snötemperaturen i närheten av

medeltemperaturen för en viss period, grovt mått ca en vecka (Karlén 1983). Värmeförflyttning

(konduktivitet) i snön beror på kristallstruktur, kornstorlek, kontaktlänkar samt snöns densitet.

Temperaturen styr deformationshastigheten, sintringshastighet, densifikationen samt förändrar de elastiska

och viskösa egenskaperna. Effekten på de mekaniska egenskaperna är tydligast nära nollpunkten. När

temperaturen höjs ökar sintringshastigheten samt att snöns hårdhet minskar under uppvärmningsperioden

18

(Kozak et al. 2003). Ett vindpackat snölager är känsligare för en förändrad temperatur samt att

värmefördelningen per tidsenhet kan nå ett större djup än i porösa snölager. Wilson et al. (1999) påvisar i

ett försök med ett 19 cm tjockt vindpackad snölager, ovan ett svagt lager, att under en uppvärmning från -

15°C till -5°C minskade det vindpackade lagret sin styvhet (= förmåga att motstå skjuvning och inre

deformation) med 50 %. Som följd ökade skjuvspänningen när det vindpackade snölagret förlorade en del

av sin styvhet varvid den inre spänningen i det svaga lagret ökade. Om ett snötäcke klassats som instabilt

innan en uppvärmning ökar temperaturhöjningen risken. Reducerad styvhet reducerar också

spridningsytan av ett visst tryck (McClung & Schaerer 1993, McClung & Schweizer 1999, Tremper

2001). Minskad styvhet hos ett relativt varmare snöflak gör att en skidåkares tyngd inte sprids ut på en lika

stor yta som hos ett kallare snöflak (se figur 3) utan koncentreras på ett längre vertikalt djup. Troligheten

att en skidåkare orsakar kollaps i ett svagt lager någonstans i snötäcket skulle därför vara större vid varm

snö än vid kall snö med exakt samma egenskaper. Detta resonemang visade Wilson et al.(1999) i ett annat

försök där en uppvärmning, -15°C till -5°C, av ett snölager resulterade i minskad styvhet. Vid

jämförelserna mellan varma och kalla snöflak imiterade han en skidåkares påverkan och visade en ökad

koncentrerad spänning i två svaga lager efter uppvärmningen. Skjuvspänningen hos de två svaga lagren på

30 och 50 cm djup ökade med 51 % respektive 37 %. Dvs. en uppvärmning av snön leder både till att

trycket kan nå ett större vertikalt djup samt att de elastiska och viskösa egenskaperna förändras och

underlättar frakturbildning och potentiell deformation. I uppvärmningen inledningsfas försvagas

snötäcket, då en ökad sintringshastighet innebär att fler kontaktpunkter mellan kornen bryts än skapas plus

att den minskade hårdheten gör det lättare att initiera fraktur. Den minskade hårdheten koncentrerar

trycket från en skidåkare på ett större vertikalt djup samt att om ett svagare lager kollapsar bidrar minskad

viskositet att fraktur lättare uppstår (Wilson et al. 1999, Schweizer 2002, Kozak et al. 2003, Stoffel &

Bartelt 2003). Samtidigt som en förhöjd temperatur påverkar sintringshastigheten ökar även

kryphastigheten som påverkar graden av skjuvspänning och intern spänning i snötäcket. Koncentrationen

av intern spänning i snön är starkt influerat av temperaturutvecklingen. En långsammare

temperaturförändring gör att snön deformerar långsammare vilket ger en reducerad tryck- och

spänningsutveckling. Som kan tyckas infinner sig inte den högsta spänningsutvecklingen vid den högsta

temperaturen utan vid en snötemperatur runt -5°C (Stoffel & Bartelt 2003).

Sammanfattningsvis kan sägas att den förhöjda skjuvspänningen i snölagren pga. ökad kryphastighet i

kombination med förändrade mekaniska egenskaper och ökad sintringshastighet, där fler kontaktytor bryts

än skapas, gör att snötäcket i ett visst tidsskede av uppvärmningen innehar ett extra instabilt tillstånd.

Effekten av uppvärmning ger dock i längden en ökad hårdhet och stabilitet tillföljd av sintringen och

densifikationen. Det vill säga det är under uppvärmningsskedet som risk för instabilitet kan infinna sig,

men snö som utsätts för upprepande uppvärmningar höjer stabiliteten.

19

2.6 Vind Snöns kvalité förändras extremt genom vindens påverkan under eller efter ett snöfall. Vinden formar

snökristallerna till rundkorniga kristaller och skapar oregelbundna avsättningar. Den hastighet som krävs

för att snö ska börja transporteras (tröskelhastighet) varierar beroende på vilken sorts snö som finns på

marken. Tröskelhastigheten ökar när det väl börjat blåsa genom att snökristallerna slipas ned och blir

rundare, vilket packar snön hårdare och försvårar snödrev. Tröskelhastigheten ökar även med högre

temperatur och fuktighet. Vindpackad snö är farligt vid potentiell lavinaktivitet pga. att snökristallerna har

brutits sönder av vinden till små runda korn och kan packas tätt, tätt till tung snö med mycket högre

densitet än underliggande snö. Snödrev börjar generellt förekomma när vindstyrkan överstiger 5 m/s

(Schmacke 1959, Karlén 1983, McClung & Schaerer 1993). Enligt beräkningar av Schmacke (1959) är

snö på kalfjället under transport mer än 20 dygn per månad. Den vertikala kompressionen vinden utsätts

för vid högre fjäll gör att den accelererar över fjällkrönet varvid vinden blir starkast på toppen av fjäll.

Den vintertid ej sällan förekommande stabila temperaturskiktningen i de lägsta luftlagren bidrar också till

att skillnaden i vindhastighet mellan dal och kalfjäll kan bli avsevärd. Vindobservationer i fjälldalar är

därför ofta inte representativa för de förhållanden som råder på kalfjället. Vindriktning har stor betydelse

för utformning av lavinfarliga sluttningar. Snön börjar röra sig i områden där vinden accelererar och

deponeras där vindhastigheten minskar. Det innebär generellt att snön deponeras på läsidor. Vinden i ett

bergsområde har en tendens att blåsa parallellt med dalen, även i de fall då den allmänna luftströmmen

inte är parallell med dalens riktning. Den dominerande vindriktningen i den svenska fjällkedjan är sydliga

och västliga vindar (Schmacke 1959, Larsson 1974, Pyykönen 2000).

2.7 Vikten av profilgrävning Både vid studier om laviners förekomst och förebyggande arbete måste man förstå vikten av att studera

snötäcket i fält. Snön förändras ständigt och skiljer sig åt både spatialt och temporärt. Snötäcket består av

ett antal lager som har bildats under olika snöfall. Lufttemperatur, inkommande kortvågig strålning,

vindstyrka och vindriktning är de primära parametrarna som påverkar ett snölager och varje lager har var

för sig varit utsatta för tö, vinderosion, vinddeponering och metamorfa processer inom snötäcket. Lagren

skiljs åt genom att varje stratum skiljer sig vid minst en parameter (ex. hårdhet, kornstorlek och kornform)

från ovan eller underliggande lager. Förflyttning av massa och energi genom ett snötäcke beror mycket på

antalet och utformningen av lagren i snötäcket (Pielmeier & Schneebeli 2003). De sammanbindande

egenskaperna mellan snökristaller i ett snölager är primärt beroende av kristallstrukturen. Detta betyder

alltså att förändringar i kristallstruktur (snömetamorfism) har inflytande på både styrka och stabilitet. Men

styrka hos ett specifikt snölager behöver absolut inte innebära stabilitet. Styrkan i ett individuellt lager i

snötäcket är en funktion av de sammanhållande krafterna mellan enskilda snökristaller. Stabiliteten

däremot beror på de sammanhållande egenskaperna hos snölagret gentemot underliggande snölager eller

markytan. Kohesiva lager med hög densitet är starka lager men de kan ligga ovan lager som är svagt

förankrade till underliggande lager eller på mindre kohesiva snölager vilket betyder instabilitet. Detta gör

20

det viktigt att identifiera lagrens sammansättning och följd i snötäcket. Men att klassificera en större

sluttnings stabilitet är svårt då både spatiala och temporala skillnader råder på en och samma sluttning.

Skillnader i mikro- och mesoklimat beror på variationer i terrängen och hur energibalansen varierar med

aspekt (Kozak et al. 2003). Detta gör också att olika sluttningar på ett fjäll innehar skilda stabilitetsstatus

vilket är viktigt att beakta när man rör sig i alpin terräng. Kunskap om snötäckets stratifikation och

stabilitet erhålls genom profilgrävning. Det viktigaste vid profilanalys är att observera potentiella svaga

lager vilka vanligtvis är 1-100 mm tjocka, svag förankring mellan lagerytor samt ytliga lager med låg

kohesion. För varje identifierat lager mäts snöns hårdhet, densitet, temperatur, kornmorfologi och storlek.

För hela profilen görs ett stabilitetstest. Flaktjocklek, flakhårdhet och lagerföljden inom ett snötäcke är de

primära parametrarna vid skidåkarinitierade laviner (Kozak et al. 2003). Nedan beskrivs de kristaller som

ingår i svaga lager.

2.7.1 Fasetterade kristaller och bägarkristaller

Fasetterade kristaller och bägarkristaller (eng. depth hoar) bildas vid temperaturgradienter i snötäcket.

Bägarkristaller är fullt utvecklade fasetter som även benämns som rinnsnö. Bägarkristaller bildas ofta vid

markytan men kan även bildas inuti ett snötäcke som utsatts för en kraftig temperaturgradient under en

längre tid. Både fasetterade kristaller och bägarkristaller är mycket stabila kristaller, dvs de kräver stor

energiomsättning för att omvandlas. De är dessutom mycket starka i kompression, vilket också bidrar till

att de behåller sin porositet och inte packas av ovanliggande snötyngd. Men trots förmågan att motstå

kompression är de extrem svaga under skjuvning vilket gör dem till kristaller som skapar svaga lager. I

anslutning till lagerskiftningar och vid lager med högre temperatur än resterande lager finns ibland

gynnsamma förhållanden för att millimetertunna fasetterade lager bildas och snölager ner till 1 mm tunna

förekommer frekvent i ett snötäcke vilka är viktiga att upptäcka (Pielmeier & Schneebeli 2003).

Fasetterade kristaller kan också lätt bildas i anslutning till skarelager (Colbeck & Jamieson 2001). Ett

skarelager formas när snön utsätts för temperaturer över 0 grader eller regn och därefter kylts ner igen. Ett

skarelager har därför ganska hög temperatur. Om det därefter begravs under kall nysnö har skarelagret en

högre temperatur än den kallare nysnön och en temperaturgradient bildas. Utjämnas inte

temperaturgradienten direkt bildas fasetterade kristaller.

2.7.2 Rimfrost (eng. surface hoar)

Surface hoar är rimfrost som bildas på snöytan. Rimfrostkristaller bildas när snöytan är kallare än luften

och den relativa fuktigheten är hög. Då luften avkyls mot den kallare snöytan avsätts vattenmolekyler som

bildar rimfrostkristaller. Mängden vattenånga i luften och temperaturskillnaden mellan snöytan och luften

är det som främst styr tillväxthastigheten plus att det måste vara svaga vindförhållanden för att de ömtåliga

rimfrostkristallerna inte ska slås sönder. Dock är en svag vind, ca 1,4 m/s, det mest gynnsamma då ytan

hela tiden förses med ny fukt (Tremper 2001). Kristallerna kan bli från några millimeter till 1 centimeter

höga. Dessa utgör ingen fara så länge de är på snöytan men skulle de bli begravda av ett snöfall utgör

dessa kristaller ett svagt lager vilka också är mycket svåra att upptäcka vid snöprofilgrävning (McClung &

Schaerer 1993, Chalmers & Jamieson 2003). Likt fasetterade kristaller är rimfrost en stabil kristallform

21

plus att den är stark i kompression men svag under skjuvning. Skidåkarinitierade laviner på rimfrost sker

vanligtvis runt de 20 första dagarna efter de blivit begravda (Chalmers & Jamieson 2003).
22

3. Studieområdesbeskrivning Abisko samhälle ligger i nordvästra Lapplands fjällandskap på cirka 385

m.ö.h vid Torneträsk. Runt sjön breder fjällen ut sig och landskapet har

tydliga spår efter gångna tiders kallare klimat och inlandsis. I området

ligger den välkända U-dalen, Lapporten. Abisko Turiststation ligger vid

foten av berget Nuolja med Abiskojåkks kanjon emellan. Strax ovanför

kanjonen rinner Rihtonjira – Snöskredsbäcken – från Nuolja. Det är i

denna bäckravin som flera relativt mindre laviner går årligen under

vintersäsongen. Längsmed Abisko/Nuoljas sida av Torneträsk går

landsvägen och järnvägsspåret mot Narvik och havet. Topografiskt

karaktäriseras fjället Nuolja av en extremt brant sluttande nord- och

östsida ner mot Torneträsk och Abiskodalen. Väst- och sydsluttningarna

är betydligt flackare. De nordöstliga och östliga sluttningarna mot

järnvägen är stora ackumulationzoner då de ligger i lä för de ofta

Figur 8. Abisko latitud 68°N. förekommande sydvästliga och västliga vindarna. I området går det

regelbundet stora, lågfrekventa laviner och mindre högfrekventa laviner. Perioden med den största

lavinaktiviteten är januari till mars. På nordostsluttningar når ca 15 olika lavinstråk järnvägen (se figur 9).

Dessa stråk har en banbredd på 23 - 150 m, lutning på startzonerna är från 26 - 44 grader och aspekt på

stråken är 40 - 92 grader (Mårtensson et al. 2002). Toppen på Nuolja ligger 1169 m.ö.h och trädgränsen,

bestående av fjällbjörk, ligger på ca 600 m.ö.h. Startzon för de dokumenterade laviner och efter Abisko

Turiststation STF´s (2002) rekognosering ligger över trädgränsen på mellan 600-800 m.ö.h.

N

Figur 9. Karta över Nuolja med lavinstråk och jordskred under perioden 1904-1992. Karta av A.Rapp och S.Larsson, 1992. Map over Nuolja´s avalanche tracks during the period 1904-1992. Map made by A.Rapp and S.Larsson 1992 (Theander 2002).

23

Ängarna

Figur 10. Skidområdeskarta över fjället Nuolja, Abisko. Liften går i exakt väst-östlig riktning. Varningstrianglarna visar farliga lavinsluttningar. Röda prickrutan visar studieområde. Mount Nuolja´s skimap The chairlift has a west-east direction. The warningsigns shows avalanche slopes. The red spot shows the study plot (Abisko Turiststation).

3.1 Abiskos lokalklimat Abiskodalen har ett tämligen uppseendeväckande klimat. Abisko ligger endast 26 km öster om

Riksgränsen men klimatet däremellan skiljer sig markant. I Abisko är den årliga medelnederbörden ca 300

mm, i Riksgränsen ca 1000 mm (Alexandersson et al 1991). Vintersäsongsmedelnederbörd (oktober-maj)

för Abisko är ca 160 mm (se tabell 1) medan motsvarande siffra för Riksgränsen är omkring 616 mm

(Alexandersson et al 1991). Detta är en följd av att när nederbörden, som oftast kommer med de västliga

lågtrycken, tvingas över Nuoljas högsta toppar har den sista nederbörden redan fallit på västra sidan om

fjället (Björkliden på Nuoljas norra sida har en vinternederbörd på 362 mm jämförts med Abiskos 160

mm). När molnen sedan kommer in över Abiskodalen sjunker de åter ner mot varmare luftlager och löses

upp. Nuolja utgör därför ofta den östligaste gränsen för nederbörd i området (Larsson 1974). Men trots

den ringa nederbörden är snödjupet av betydande tjocklek på Nuoljas ostliga sluttningar, vilket den stora

lavin som gick den 14 april 2002 kan bekräfta (se tabell 7). På vissa ställen hade brottkanten en höjd på

fem meter (Mårtensson et al. 2002). Tjockleken på snötäcket beror på att snön vid kraftig vind transporters

till Nuoljas östra sidor där den ackumuleras i läområden (Tabell 2). Statistiken över genomsnittlig

vindriktning i Abisko visar att västliga och sydvästliga vindar dominerar (Tabell 3). Vid västvindar

tenderar vinden att vrida till sydvästlig över Nuolja vilket förklarar den ofta stora ansamlingen av snö på

Nuoljas nordostliga sida. (Larsson 1974, Pyykönen 2000, Mårtensson et al. 2002). Snödriften från väst

utgör huvudorsaken till den höga lavinfrekvensen på Nuolja enligt Larsson (1974). Medeltemperaturen i

området är för samtliga vintermånader förutom oktober och maj under 0°C (se tabell 4).

24

Klimatet i Abisko karaktäriseras dels av ett kontinental präglat klimat i form av låg årsnederbörd och kalla

vintertemperaturer dels av ett maritimt klimat präglat av närheten till havet med perioder av milt väder,

regn och där stora delar av nederbörden kommer med de västliga lågtrycken. Under förvintern råder

förhållanden som gynnar bildandet av svaga lager med bägarkristaller och fasetterade kristaller och under

midvintern föreligger risk för bildandet av rimfrost (se tabell 5)(Mårtensson et al. 2002). Samlade

erfarenheter från skidpatrullarbete på Nuolja bekräftar att svaga lager i snötäcket ofta bevaras under lång

tid. I Abisko råder lämpliga väderförhållanden för rimfrost tillväxt på snöytan två till tre dagar per månad

under januari till mars (Tabell 5).

Tabell 1. Vintermedelnederbörd i mm. Mean winterprecipitation in mm(Alexandersson et al. 1991).

Okt Nov Dec Jan Feb Mar Apr Maj

28 22 26 25 19 15 12 13

Tabell 2. Genomsnittligt antal dagar per månad med medelvind över 5 m/s 1984 – 2002. Mean number of days per month with windspeed over 5 m/s 1984 - 2002(Mårtensson et al. 2002).


7,8 6,8 8,1 8,9 6,8 6,8 6,1 6,1

Tabell 3. Medelvindriktning 1984-2002. Mean wind direction 1984 – 2002.(Mårtensson et al. 2002)


206 216 227 232 213 197 200 211

Tabell 4. Medeltemperatur 1961-1990. Mean air temperatures 1961 - 1990(Alexandersson et al. 1991)


0,4 -4, 8 -9, 0 -11, 9 -11, 0 -8, 0 -2, 7 3,2

Tabell 5. Genomsnittligt antal dagar per månad med låg temperatur, svag vind och fuktig luft vilket gynnar rimfrosttillväxt, 1984 – 2002. Mean number of days with low temperature, low wind and moist air that favour the growth of surface hoar, 1984 – 2002(Mårtensson et al. 2002).


0 0,3 0,9 2,6 2,9 1,9 0,1 0

25

3.2 Tidigare dokumentation av laviner på Nuolja Nuoljas nordostsluttningar är ett av de mest väldokumenterade lavinområdena i Sverige. De stora

lavinerna förekommer oregelbundet medan flera mindre laviner regelbundet årligen går på Nuoljas

sluttningar och över järnvägstunneln. Tabell 6 visar de kända laviner som stört tågtrafiken i Abisko samt

kända dokumenterade laviner på Nuolja. Dessa har inträffat i perioden januari - mars. Väderförhållandet (i

de fall de är kända) har varit västliga vindar med stormstyrka i kombination med snöfall. Ingen känd

undersökning har gjorts av brottkanterna vid de inträffade lavinerna. Det gör det svårt att säga om den snö

som rasat ner med lavinerna har varit enbart nyindriven/nyfallen snö, eller om en kollaps av djupare

liggande svaga lager tillföljd av den ökande belastningen från snödrevet/snöfallet gjort att även äldre snö

rasat med lavinen. Under de senaste två åren har även mindre laviner dokumenterats på Nuolja.

Tabell 6. Dokumenterade laviner på Nuolja. Documented avalanches on Nuolja. (Karlén 1983, Östling 1988, Pyykönen 2000, Mårtensson et al 2002)

Datum Plats Kommentar 24/2 1904 Nuolja. Ras på båda sidor om tunneln.

500 m bred vid järnväg. Hård nordvästlig storm med temperatur runt 0˚C.

Feb.1926 Nuolja. Östra tunnelmynningen. 30 m bred vid järnväg.

Före raset rådde stark nordvästlig snöstorm

25/3 1931 Nuolja. Östra tunnelmynningen. 1000m bred.

Under dagen ymnigt snöfall, på kvällen hård nordvästlig storm. Temperatur kring 0˚C. Avbrott i tågtrafik >12 timmar.

Mars 1935 Nuolja Stark västlig vind. 29/3 1942 Nuolja. Västra tunnelmynningen. Stark västlig snöstorm

9/3 1943 Nuolja. Öster och väster om tunneln. Sammanlagt 6 stycken skred. Stor skadegörelse på byggnader och järnväg.

Temperaturhöjning från -10 ˚C till några grader över 0 ˚C dagen innan skred.

eln.

5 timmars avbrott i tågtrafik.

22/4 1951 Nuolja. Väster om tunn

17/1 1958 Nuolja

27/1 1959 Nuolja

1972 Nuolja 8/1 1973 Nuolja Kraftig temperaturfluktuationer fem dagar innan skred med en

temperaturhöjning på 9 grader (från -7˚C till +2˚C den 7/1). Väst-nordvästlig storm (5-7/1) med vindhastigheter mellan 10-28 m/s och snöfall.

7/4 1981 Nuolja

25/2 1990 Nuoljas nordsida. En person omkommer. Temperatur runt noll och kraftig snöfall dagarna innan med västlig vind runt 5-6 m/s och periodvis vindhastigheter på 16 m/s.

29/1 1998 Nuolja Rikligt snöfall och västlig vind runt 8 m/s.

19/2 1998 Nuolja, Rihtonjira Rikligt snöfall och västlig vind tre dagar innan skred.

23/2 1998 Nuolja, Rihtonjira Rikligt snöfall dagarna innan.

26/2 1998 Nuolja Rikligt snöfall och måttlig västvind.

27/2 1998 Nuolja Rikligt snöfall och måttlig västvind.

1/2 2000 Nuolja. Sammanlagt fyra laviner. Största lavinen var 100m bred vid järnväg. Avbrott i tågtrafik på flera dygn.

Snöstorm.

26

4. Metodik 4.1 Val av studieområde Med svenska mått har Abisko ett gediget dokumenterat material när det gäller laviner. Den observerade

och dokumenterade lavindata som ligger till grund för denna studie har utförts av sakkunnig personal på

Abisko Turiststation STF AB som ansvarar för lavinsäkerheten

på Nuoljas skidområde. Personalen har under en tvåårsperiod

(2002 och 2003) kontinuerlig dokumenterat skred på fjällets

skidområde och ostsluttningarna mot järnvägen. I anslutning till

att säkra området för eventuella skred genomför personalen

snökontroller i form av snöprofiler för att följa snötäckets

utveckling under säsongen. Arbetsmetod utgår från den

kanadensiska standardiserade observationsmetoden (Canadian

Avalanche Association, 2002) och typen av stabilitetstest som

används är kompressiontestet som utvecklats av University of

Calgary under 1990-talet. I området ligger också Abisko

Naturvetenskapliga Station (ANS) som har varit etablerat sedan

1900-talets början varifrån metreologisk data har inhämtats. På

toppen av fjället Nuolja har Abisko Turiststation STF AB

installerat en automatiserad väderstation. Denna tillhandahåller

temperatur och vinddata i tiominutersintervall för säsongen 2003.

Studiens fältmoment utfördes på ett område som på kartan över

Nuoljas skidområdet betecknas som Ängarna (se figur 10). Området är en stor, öppen sluttning ovan

trädgränsen på Nuoljas östra sida med en genomsnittlig lutning på 23 grader och inga större variationer i

terrängen. Växtligheten består mest av ljung, gräs och sly. Ett mätområde med likvärdig tjocklek och

hårdhet på snölagren valdes ut längsmed en horisontal linje ca 820 möh. Område valdes för att startzonen

för de flesta lavinbanorna ligger på denna höjd, hade en tillfredställande stor studieyta med likvärdig

terrängkaraktär, var idealiskt utifrån personlig säkerhet samt att hänsyn var tvunget att tas till den

verksamheten som föregick på Nuolja under tidsperioden. Vid potentiella rasriskområden där snöras sker

regelbundet under vintermånaderna skulle ett sådant studieområde förstöras med rasmaterial plus att

Turiststationens personal regelbundet säkrar dessa områden varvid de provocerar fram skred antingen via

sprängning eller avskärning med skidor.

Figur 11. Råd vid Nuoljas dalstation. Advices at Nuolja liftstation.

4.2 Avgränsningar och källor till fel Syftet med studien är att begränsa till temperaturens och vindens betydelse på lavinaktivitet. Andra

utlösningsmekanismer av lavinerna behandlas inte här men det uteslutes inte att de dokumenterade

lavinerna kan ha haft andra orsaker. I lavindatan finns viss avsaknad av dokumenterad brottkantsdjup för

laviner där den inte varit möjligt att fastställa, oftast tillföljd av att lavinaktiviteten skett under så extrema

27

väderförhållanden att det inte varit möjligt att vistas på fjället. Temperatur och vinddata är hämtat från

Abisko Naturvetenskapliga station (ANS) som ligger 5 km sydost samt i lågterräng (385 m.ö.h.) i

förhållande till aktuell lavinterräng (600 - 1000 m.ö.h). Detta medför en viss begränsning då temperaturen

inte helt överensstämmer med temperaturen på fjället, där det oftast är några grader kallare. Omvänd

situation råder dock vid kalluftsinversion. Detta har kunnat kontrolleras med hjälp av Nuolja Offpist

loggbok för 2002 där dagliga temperatur observationer nedtecknats. Utöver inversionssituationer kan det

ändå antas att storleken på temperaturförändringarna är densamma för både dalgång och fjäll. För vindens

del blåser det generellt kraftigare på kalfjället tillföljd av den naturliga stegringen av vindhastighet med

ökad höjd samt den vertikala kompressionen som vinden utsätts för vid passage av bergsområden.

Topografin och terrängen i området kan också göra att vindriktningen är olika för ANS och fjäll. Den

antagna simuleringen av vinden för 2002 bör beaktas med viss försiktighet. Eftersom det mesta materialet

rör flaklaviner kommer endast denna typ av lavin att behandlas.

4.3 Dokumenterad lavindata Under 2002 gick det 34 stycken laviner utspridda på 21 olika dagar och 2003 gick det 20 stycken olika

skred utspridda på 12 olika dagar. Dessa laviner var antingen spontant utlösta, sprängda eller utlösta av

skidåkare. Samtliga laviner på Nuolja 2002/2003 var enligt Abisko Turiststations dokumentation

flaklaviner (se tabell 7). Resultaten av temperatur- och vinddatan jämförs med dokumenterad lavindata för

Nuolja 2002/2003.

4.4 Meteorologisk mätdata från ANS 2002 och 2003 ANS meteorologiska data består av perioden 020101-020414 och 030101-030401 med timmedelvärden

för vindriktning, vindhastighet, lufttemperatur och nederbörd från deras automatiserade mätstation på

stationsområdet plus en manuell observationssensor. ANS´s mätstation ligger på en nordsyd orienterad

liten moränrygg (ca 5 m hög) bevuxen med fjällbjörk på forskningsstationens (ca 385 möh) område.

Lufttemperaturen mäts med hjälp av en Pt-100, motståndstermometer (typ Rosemount E 13418) placerad i

befintlig termometerbur, ca 1,5 meter över marken. Vindhastighet och vindriktning mäts med en sensor av

typ SMHI. För att upprätthålla en säker funktion även vintertid är den uppvärmd. Sensorn är placerad i

toppen av en 10 m hög mast (standard "SMHI" montage). Vindhastigheten mäts av en

skålkorsanemometer som är utrustad med en resolver som ger två pulser per varv som skålkorset roterar.

Vindriktningen känns av med en vindfana som är kopplad till en rundgående lågriktionspotentiometer.

Hos den manuella observationens sensor mäts lufttemperatur (klockan 01:00, 04:00, 07:00, 10:00, 13:00,

16:00, 19:00 och 22:00) med en termohygrograf som 2 ggr per dag kalibreras mot en Assmannpsykometer

vilken är placerad i befintlig termometerbur. Data saknas för vissa perioder pga. komplikationer med

mätutrustningen. Perioderna är:

2002-02-01 23:00 – 2002-02-08 07:00

2002-02-27 14:00 – 2002-02-28 16:00

2002-03-22 20:00 – 2002-03-26 07:00.

28

Dessa perioder med avsaknad av mätvärden för temperatur och vind har kompletterats med hjälp av

mätdata från ANS´s manuella observationssensor samt av förd manuell loggbok gjorda av personalen på

Abisko Turiststationen STF AB. Alla resultat vad gäller temperaturdifferenser har utgått ifrån

temperaturdatan från ANS då det antagits att denna mest representerar temperaturen för största delen av

fjället medan temperaturen från mätstationen på Nuolja representerar en mindre del och då framförallt

ovanför de aktuella startzonerna. För att försöka få fram likvärdig vinddata för Nuolja 2002 beräknades

den procentuella skillnaden för tidsperioden 15 januari till 14 april mellan ANS och Nuolja.

Vindhastigheten är i medeltal 61 % kraftigare på Nuoljas topp än vid ANS nere i dalgången. Denna

procentuella skillnad multiplicerades på ANS vinddata från 2002 med antagandet att liknande skillnad

även rådde då.

4.4.1 Beräkning av temperaturdata

Utifrån det syfte studien har söks temperaturskillnaderna mellan dygnen inför aktuellt lavindatum. För att

undvika de naturliga dygnsvariationerna beräknades glidande medelvärde under 24 timmar mellan

klockan 12.00 till klockan 12.00 nästkommande dag. För att kunna tyda storleken på

temperaturvariationerna beräknades även temperaturdifferenserna mellan klockan 12.00 och klockan

12.00 nästkommande dag. 12.00 bestämdes också som fast tidpunkt för samtliga lavinerna då det finns

begränsad klockslagsdokumentation när lavinen inträffat på dygnet. Detta för att samtliga ska kunna

korreleras utifrån samma förutsättningar. Temperaturdata saknas för perioderna:

2002-02-01 23:00 – 2002-02-08 07:00

2002-03-22 20:00 – 2002-03-26 07:00

Dessa har kompletterats med mätdata från ANS:s manuella observationssensor som registrerar var tredje

timma samt av förd manuell loggbok gjorda av personalen på Abisko Turiststationen STF AB som mätt

temperaturen vid dalstationen klockan 07.30 , 12.00 och 16.00.

4.4.2 Vinddata från ANS för 2002 och 2003

Vinddatan beräknades till 24 timmars glidande medelvärde. Data saknades för perioderna:

2002-02-01 22:00 – 2002-02-08 07:00

2002-02-27 14:00 – 2002-02-28 16:00

2002-03-22 20:00 – 2002-03-26 07:00

För den första perioden finns ingen tillgänglig data från Turiststationens loggbok, men för andra och tredje

perioden finns data från toppstationen klockan 07.30 , 12.00 och 16.00 som har kompletterats.

4.5 Vind och temperaturdata från stationen på Nuolja Mätinstrumenten på Nuolja är placerade på toppen av fjället på cirka 1,5-2 meters höjd och består av en

fast automatiserad station som loggas med en Campbell Scientific CR10X datalogger. Vinden mäts med

en Young Model 05103-5 Wind Monitor och temperatur mäts med en Rotronic HygroClip kombisensor.

Temperatur och vind registreras i 10 minuters-intervall-medelvärde och datan bestod av mätvärden för

29

tidsperioden 16 januari till 14 april, 2003. Mätdatan räknades om till 60 minuters medelvärde som därefter

behandlades likvärdigt som mätdatan från ANS.

4.6 Analys av grävda snöprofiler på Ängarna, Nuolja För att få en uppfattning hur snöackumulationen skapat snötäckets stratifikation under vintersäsongen och

vilken stabilitetstatus snötäcket innehade utfördes grävningar av snöprofiler under tidsperioden 23/3 –

13/4 -03. Snöprofilerna grävdes i syfte att identifiera snölagren och studera dess hårdhet, stabilitet,

kristallform och kristallstorlek. Vädret hindrade vissa dagar att en komplett analys kunde utföras varvid

det saknas data för antingen densitet, snötemperatur eller identifiering av kristaller för vissa dagar.

Metodiken för snöprofilanalyserna utgicks ifrån det kanadensiska standardiserade observationsystemet

(CAA 2002). Hårdheten mäts med handmetoden med hjälp av handen, penna och kniv och är ett mått på

snöns penetrationmotstånd. Metoden är subjektiv men eftersträvar att personen använder samma kraft

(ca 50N) vid varje mätning. Stabiliteten mäts genom ett kompressionstest med spade och snösåg som

redskap. Kristallerna identifierades utifrån International Commission on Snow and Ice

klassificeringsschema för snö på marken (ICSI 1990). Med vanlig ficklupp (ca 10ggr förstoring) kan man

se skillnaden mellan de åtta grundformerna av snökristaller. Vid bedömning av snöstabilitet är det

framförallt snökornens form och snöns hårdhet som ska bestämmas. Det bör påpekas att det ännu inte

finns någon direkt tillfredsställande objektiv, billig eller enkel fältanpassad metod att mäta upp snöns

hållfasthet, stabilitet eller styrka. Beskrivning av snölagren är därför kvalitativ.

4.7 Analys av Abisko Turiststation personals grävda snöprofiler Skidpersonalens grävda snöprofiler jämförs med skredaktiviteten (tabell 7) för ett försök att analysera

troliga omständigheter till skred. Vissa dokumentationer består av brottkantsanalyser från inträffade skred

och vissa är grävda snöprofiler i syfte att dokumentera snöstratifikationen på vissa lokaler på fjället.

4.8 Brottkantsanalys Dokumenterad brottkantsdjup plottades upp mot temperaturskillnaderna under totalt fem dygn samt mot

48h medelvindshastighet på Nuolja. Varför 48 timmar vind valdes beror på det antagandet att det krävs en

viss tid för att en betydande ackumulationstjocklek av snön ska hinna utvecklas.

30

5. Resultat 5.1 Dokumenterad lavindata Tabell 7. Dokumenterad lavinaktivitet under vinter 2002 och 2003. Na = naturlig, S = skidåkarinitierad och X = sprängd. Documented avalanche activity during winter 2002 and 2003. N = natural trigger, S = skier triggered, X = explosive trigger (Abisko Turiststation STF AB)

Lavin Datum nr. Datum Tid Plats

Stl. (1-5) Aspekt m.ö.h

Lut-ning Typ

Flak bredd (m)

Flak- tjocklek (cm) Orsak

1 02-01-04 natt Nedre Bullen 2,0 O flak 70-100 0.5 Na 2 02-01-10 Herr Melin 1,0 flak 10 0.3-0.5 Na 3 02-01-12 natt Lavindalen 3,5 flak 250 2-2.5 Na 4 02-01-29 11.00 Harbranten 1,0 45 flak 10 0.1 S 5 02-01-31 13.00 Branten N.liften 1,0 O 700 25 flak 15 0.7 S 5 02-01-31 12.00 Rihtunjira N.vindtunneln 1,0 O 800 30 flak 10 0.3 S 6 02-02-04 Näsan Na 6 02-02-04 Rihtunjira S.sidan Na 6 02-02-04 Rihtunjira N.sidan Na 7 02-02-14 morgon Rihtunjira sweetspot 8 02-02-18 morgon Branten 9 02-02-20 morgon Branten 10 02-02-23 10.00 Branten N.liften 1,0 O 700 30 flak 30 0,3-0,5 X 11 02-03-10 Rihtunjira sweetspot 3,0 O 45 flak 100 0.4-0.5 X 12 02-03-25 08.00 Nedre Bullen 1,0 NO 750 flak 10 0.1 S 12 02-03-25 11.00 Vindtunneln 1,5 NO 850 40 flak 30-40 0.3 S 13 02-03-28 Nedfarten Branten 1,0 O flak 0.3 S 13 02-03-28 morgon Rihtunjira sweetspot 2,0 NO 845 48 flak 40 0.4 S 14 02-03-29 Rihtunjira-vindtunneln-näsan 2,5 flak X 15 02-03-30 14.00 Grytan 500m N linbanan 3,0 NO 935 40 flak 200 1-1.5 Na 16 02-04-07 10.00 Rihtunjira sweetspot 1,0 NO 845 45 flak 8 0.15 S 17 02-04-10 Branten 1,0 O flak 40 0.2 S 18 02-04-11 Branten 1,0 O flak 20 0.1-0.2 S 18 02-04-11 Övre Bullen mottelefonhyllan 1,0 flak 20 0.2-0.3 S 18 02-04-11 Richtunjira vindtunneln 0,5 flak 20 0.2 S 19 02-04-12 Drivan från vindtunneln 2,5 NO 810 flak 50 Na 19 02-04-12 09.45 Vindtunneln Rihtunjira 2,0 NO 810 48 flak 30 0.7 X 19 02-04-12 14.45 Vindtunneln drivan mot näsan 2,0 NO 810 flak 30 0.7 X 19 02-04-12 09.15 Rihtunjira sweetspot 2,0 NO 800 36 flak 40 0.3 X 20 02-04-13 Herr Melins mynning N.sidan 0,5 SO flak 8 0.1 S 20 02-04-13 Under telefonhyllan mot Amlert 0,5 50 flak 20 0.1 S 20 02-04-13 S.delen av nedre Bullen 0,5 SO flak 15 0.15 S 20 02-04-13 Amlert 0,5 SO flak 5 0.15 S 21 02-04-14 13.45 Grytan-Extremen-Harbranten 3,5 O-NO 900-1000 34-45 flak 800 2.0-5.0 S 22 03-01-14 11.00 Nedfarten, lilla gtrytan 1,0 OSO 35 flak 0.65 S 23 03-01-16 17.30 Rihtunjira,N.Bullen, Grytan 1,0 NO-O 30-50 flak Na 24 03-01-17 13.00 S.Lavindalen, Näsan 1,0 O-NO flak Na 25 03-01-24 09.30 Rihtunjira 1,0 SO 700-800 flak Na 26 03-01-31 12.00 Nedre Bullen 0,5 700 flak 5 0.15 S 26 03-02-16 9.50 Konvexen 2,0 O 800 flak 150 Na 26 03-02-16 9.50 Näsan 1,0 O 800 flak 70 Na 26 03-02-16 9.50 Rihtunjira 1,0 O 800 flak 70 Na 27 03-02-16 9.50 Drivan Branten 0,5 O 800 flak 10 Na 28 03-02-18 12.00 200m nedan B3 0,5 O 850 flak Na 28 03-03-08 24.00 Näsan 0,5 SO 700 flak 10 Na 28 03-03-08 24.00 Lavindalen 2,0 SO 800 45 flak 100 Na 28 03-03-08 24.00 Extremen 1,0 O 800 45 flak 20 Na 29 03-03-08 24.00 Branten flak 7 0.2-0.4 S 30 03-03-16 Näsan 3,0 ONO 800 flak 150 1.5-2 Na 30 03-03-17 11.43 Nedre Bullen 2,0 O 720 flak Na 31 03-03-17 morgon Lavindalen-Konvexen 3,5 OSO 800 flak 300-400 1.5-2.5 Na 31 03-03-22 24.00 Drivan Branten S.delen 2,0 O 750 flak 15 Na 32 03-03-22 24.00 Rihtunjira Sweetspot 3,0 NO 800 45 flak 50 1 Na 33 03-03-23 09.00 Nedre Bullen mot Herr Melin 1,0 ONO 750 flak 15 0.4 S

31

5.2 NedeEnligt mätdata från ANS var nederbörden för januari-april 68 mm under 2002 och 40 mm under 2003.

Som standard kan man multiplicera nederbördsmängden med 10 för att få fram motsvarande snödjup.

Detta ger 68 cm snödjup 2002 och 40 cm snödjup 2003. Snödjupet på Nuolja varierar, men är på

ackumulationsområdena betydligt större än uppmätt nederbördsmängd vilket tyder på att

snöackumulationen främst sker via snödrift från andra områden.

5.3 Lufttemperatur och vindförhållanden 2002 och 2003 Resultaten från temperatur- och vinddata visar att det råder stora variationer mellan ANS i dalgången och

mätstationen på Nuolja. Temperaturberäkningar visar att mätstationen på Nuolja inte påverkas av den

marknära uppvärmningen och småskaliga turbulensen som sker i dalen. Figurer 12-25 visar lufttemperatur

och vindförhållanden under vintersäsongen 2002 och 2003. Temperaturkurvorna består av data från ANS

och vinddata är från ANS och mätstationen på Nuolja. Vindkurvorna för Nuolja 2002 är simulerade och är

baserad på mätdata för 2003 från mätstationen på Nuolja. De enskilda siffrorna i diagrammen visar det

datum det inträffade laviner och har samma ordningsföljd som i tabell 7.

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

2002-01-01

Tem

pera

tur

4 5

Figur 12. Te

Lavin 1 (fi

kraftigt. V

vindstyrka

över nollst

temperatur

kraftigt oc

pendlat me

1 2 3

rbörd

2002-01-022002-01-032002-01-042002-01-052002-01-062002-01-072002-01-082002-01-092002-01-102002-01-112002-01-122002-01-132002-01-142002-01-152002-01-162002-01-172002-01-182002-01-192002-01-202002-01-212002-01-222002-01-232002-01-242002-01-252002-01-262002-01-272002-01-282002-01-292002-01-302002-01-31

Datum

ANS

mperatur januari 2002. Temperature january 2002.

gur 12) inträffade vid temperatur över nollstrecket samt att temperaturen dagarna innan höjdes

inden hade likt temperaturen ökat kraftigt dagarna innan (figur 13). Vid lavintillfället var

n uppåt 30 m/s västlig. Lavin 2 och 3 (figur 12 och 13) inträffade när temperaturen fluktuerade

recket samt vid ökad vindstyrka (uppåt 35 m/s). Lavin 4 och 5 (figur 12 och 13) föregicks av

höjningar men svagare vindförhållanden. Under januari fluktuerade temperaturen och vinden

h lavinaktiviteten har inträffat vid maxtopparna i både temperatur och vind. Vindriktningen har

llan sydliga och västliga riktningar.

32

0

5

10

15

20

25

30

35

2002-01-01

Vind

hast

ighe

t m/s

330

Figur 13.

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

2002-02-01

Tem

pera

tur

4 5

Figur 14.

För lavin

Tempera

mot 20 m

(figur 15

vrida mo

1 2 3

2002-01-02

2002-01-052002-01-062002-01-072002-01-082002-01-092002-01-102002-01-11

2002-01-142002-01-152002-01-162002-01-172002-01-182002-01-192002-01-202002-01-212002-01-222002-01-232002-01-242002-01-252002-01-262002-01-27

Datu

2002-01-032002-01-04

2002-01-122002-01-13

2002-01-282002-01-292002-01-302002-01-31

m

0

30

60

90

120

150

180

210

240

270

300

Vind

riktn

ing

Nuolja

ANS

vindrikt.ANS

Vind januari 2002. Wind january 2002.

2002-02-022002-02-032002-02-042002-02-052002-02-062002-02-072002-02-082002-02-092002-02-102002-02-112002-02-122002-02-132002-02-142002-02-152002-02-162002-02-172002-02-182002-02-192002-02-202002-02-212002-02-222002-02-232002-02-242002-02-252002-02-262002-02-272002-02-28

Datum

ANS

6 7 8 9 10

Temperatur februari 2002. Temperature february 2002.

6 (figur 14 och 15) finns ingen befintlig vinddata men temperaturen steg kraftigt 48h innan.

turen har vid lavin 7, 8 och 10 (figur 14) stigit och de skedde vid vindmaxtoppar med styrkor upp

/s (figur 15). Vinden har vid topparna och inför lavin 7-9 haft en vindriktning runt väst. Lavin 10

) hade kraftig vind från syd. Figur 15 visar att när vindstyrkan ökar har vinden en tendens att

t väst varvid ackumulationzonerna blir ostliga.

33

0

5

10

15

20

25

30

35

2002-02-012002-02-022002-02-03

2002-02-062002-02-072002-02-082002-02-092002-02-102002-02-112002-02-122002-02-132002-02-142002-02-152002-02-162002-02-17

2002-02-212002-02-222002-02-232002-02-242002-02-252002-02-262002-02-272002-02-28

Datum

Vind

hast

ighe

t m/s

0

30

60

90

120

150

180

210

240

270

300

330

Vind

riktn

ing

Nuolja

ANS

Vindrikt.ANS

2002-02-042002-02-05

2002-02-182002-02-192002-02-20

Figur 15. Vind februari 2002. Wind february 2002.

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

2002-03-012002-03-022002-03-032002-03-042002-03-052002-03-062002-03-072002-03-082002-03-092002-03-102002-03-112002-03-12

Tem

pera

tur

11

6 7 8 9 10

Figur 16. Temperatur mars 2002. Tempera

Lavin 11 hade en temperaturhöjnin

Lavin 13 – 15 föregicks av en krafti

nollstrecket (figur 16). Mars som he

laviner, förutom lavin 12, skedde vid

m/s och vindriktningar mellan 210-27

2002-03-132002-03-142002-03-152002-03-162002-03-172002-03-182002-03-192002-03-202002-03-212002-03-222002-03-232002-03-242002-03-252002-03-262002-03-272002-03-282002-03-292002-03-302002-03-31

Datum

ANS

12 13 14 15

ture march 2002.

g dygnet innan men skedde vid en temperatursänkning (figur 16).

g temperaturhöjning två dygn innan och låg vid lavintillfällena över

lhet hade kraftiga och snabba pendlingar i temperaturen. Samtliga

likvärdiga vindförhållanden (figur 17) med vindstyrkor runt 10-15

0 grader. Lavin 12 skedde vid nordvästlig svag vind.

34

0

5

10

15

20

25

30

35

2002-03-012002-03-022002-03-032002-03-042002-03-052002-03-062002-03-072002-03-082002-03-092002-03-102002-03-112002-03-122002-03-132002-03-142002-03-152002-03-162002-03-172002-03-182002-03-192002-03-202002-03-212002-03-222002-03-23

2002-03-26

2002-03-31

Datum

Vind

hast

ighe

t m/s

0

30

60

90

120

150

180

210

240

270

300

330

Vind

riktn

ing

Nuolja

ANS

Vindrikt.ANS

2002-03-242002-03-25

2002-03-272002-03-282002-03-292002-03-30

Figur 17. Vind mars 2002. Wind march 2002.

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

2002-04-01

2002-04-02

2002-04-03

2002-04-04

2002-04-05

Tem

pera

tur

11 15

Figur18. Temperatur april 2002. Te

För samtliga laviner, 16-21, pe

som kan noteras är att den stor

att fyra av sex laviner inträffa

16,18 och 19 var styrkor över

19). Vad som är tydligt är att la

16 17 18 19 20 21

mpe

ndla

a lav

de n

10 m

vine

12 13 14

2002-04-06

2002-04-07

2002-04-08

2002-04-09

2002-04-10

2002-04-11

2002-04-12

2002-04-13

2002-04-14

Datum

ANS

rature april 2002.

de temperaturen ganska stabilt mellan -5°C och +5°C (figur 18). Vad

in (21) som gick den 14 april föregicks av en temperatursänkning samt

är temperaturen låg över 0°C (figur 18). Vindförhållanden för lavin

/s medan lavin 17, 20 och 21 skedde under lugna förhållanden (figur

rna som sker vid kraftigare vind har en vindriktning från väst.

35

0

5

10

15

20

25

30

35

2002-04-01

2002-04-02

2002-04-03

2002-04-04

2002-04-05

2002-04-06

2002-04-07

2002-04-08

2002-04-09Datum

Vind

hast

ighe

t

0

30

60

90

120

150

180

210

240

270

300

330

Vind

riktn

ing

Nuolja

ANS

Vindrikt.ANS

2002-04-10

2002-04-11

2002-04-12

2002-04-13

2002-04-14

Figur 19. Vind april 2002. Wind april 2002.

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

2003-01-012003-01-022003-01-032003-01-042003-01-052003-01-062003-01-072003-01-082003-01-092003-01-102003-01-112003-01-122003-01-132003-01-142003-01-152003-01-16

Datu

Tem

pera

tur

22 23 24 25 26

Figur 20. Temperatur januari 2003. Temperature jan

Lavin 22 föregicks av en kraftig temperaturökn

Vinddatan lavin 22 visar på en ökning i vinds

temperaturökning där det troligen också rådde

lavin 25 och 26 föregicks av två skilda temper

på ca 10 grader mellan fjällets topp och dal

grader (figur20). Båda lavinerna hade sina start

16 17 18 19 20 21

2003-01-172003-01-182003-01-192003-01-202003-01-212003-01-222003-01-232003-01-242003-01-252003-01-262003-01-272003-01-282003-01-292003-01-302003-01-31

m

NuoljaANS

uary 2003.

ing på ca +20 grader mellan den 11-12 januari (figur 20).

tyrka (figur21). Lavin 23 och 24 föregicks av en mindre

inversion och stark västlig vind (figur 20 och 21). Både

aturinversioner. Den 28–31 januari var inversionskillnaden

(figur 20). Den 31 januari var inversionsskillnaden ca 15

zoner på mellan 700-800 möh (se tabell 7).

36

0

5

10

15

20

25

30

35

2003-01-012003-01-022003-01-032003-01-042003-01-052003-01-062003-01-072003-01-082003-01-092003-01-102003-01-112003-01-12

2003-01-15

D

Vind

hast

ighe

t m/s

240

270

300

330

2003-01-132003-01-14

Figur 21. Vind januari 2003. Wind january 2003.

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

2003-02-012003-02-022003-02-032003-02-042003-02-052003-02-062003-02-072003-02-082003-02-092003-02-102003-02-112003-02-122003-02-13

Tem

pera

tur

22 23 24 25 26

Figur 22. Temperaturen februari 2003. Temperat

Lavin 27 inträffade vid en temperatursvän

innan (figur 22 och 23). Lavin 28 föregic

timmar (figur 22). Intressant är att tempera

skulle kunna tros att snön istället för att b

Lavinerna (28) inträffade vid en nedgång

Vindriktningen under lavinperioden var st

ostliga sluttningar. Kommentar i dokumen

2003-01-162003-01-172003-01-182003-01-192003-01-202003-01-212003-01-22

2003-01-262003-01-272003-01-282003-01-292003-01-302003-01-31

atum

0

30

60

90

120

150

180

210

Vind

riktn

ing

2003-01-232003-01-242003-01-25

ANS

Nuolja

Vindrikt.Nuolja

2003-02-142003-02-152003-02-162003-02-172003-02-182003-02-192003-02-202003-02-212003-02-222003-02-232003-02-242003-02-252003-02-262003-02-272003-02-28

Datum

NuoljaANS

27 28

ure february 2003.

gning runt nollstrecket samt där vinden varit kraftig dagarna

ks av en temperaturökning från ca -4°C och +5°C under 48

turen skred över nollstrecket 48 timmar innan lavin 28 vilket

li instabil skulle ha stabiliserat sig av den milda temperaturen.

av vindstyrka men där vindstyrkan varit extrem dagen innan.

abil från väst (figur 23). Enligt tabell 7 har lavinerna gått på

tationen (se tabell 12) säger att det förekommit sättningar på

37

samma höjd som startzonerna dagarna närmast. Troligtvis har det svaga lagret kollapsat av den kraftiga

snöackumulationen samt att temperaturen för samma tidsperiod har stigit över noll vilket påverkat snön.

0

5

10

15

20

25

30

35

2003-02-012003-02-022003-02-032003-02-042003-02-052003-02-062003-02-072003-02-082003-02-092003-02-102003-02-112003-02-122003-02-132003-02-142003-02-152003-02-162003-02-172003-02-182003-02-192003-02-202003-02-212003-02-222003-02-232003-02-242003-02-252003-02-262003-02-272003-02-28

Datum

Vind

hast

ighe

t m/s

0

30

60

90

120

150

180

210

240

270

300

330

360

Vind

riktn

ing

ANS

Nuolja

Vindrikt.Nuolja

Figur 23.Vind februari 2003. Wind february 2003.

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

5

10

2003-03-012003-03-022003-03-032003-03-042003-03-052003-03-062003-03-072003-03-082003-03-092003-03-102003-03-112003-03-122003-03-132003-03-142003-03-152003-03-162003-03-172003-03-182003-03-192003-03-202003-03-212003-03-222003-03-232003-03-242003-03-252003-03-262003-03-272003-03-282003-03-292003-03-302003-03-31

Datum

Tem

pera

tur

NuoljaANS

29 30 31 32 33

27 28

Figur 24. Temperaturen mars 2003. Temperature march 2003.

Lavin 29 föregicks av en inversion (figur 24) där samtliga skred den dagen hade en startzon på 700-800

möh (se tabell 7). Vindförhållandena var svag från sydväst (figur 25). Lavin 30 skedde efter en

temperatursänkning från milt väder men med kraftig västlig vind (figur 24 och 25). Lavin 31 inträffade då

temperaturen låg över nollstrecket samt vid relativ kraftig västlig vind (figur 24 och 25). Lavin 32 och 33

skedde efter en kraftig temperaturökning och under kraftig västlig vind (figur 24 och 25). Mars uppvisar

38

stormiga förhållanden där vindstyrkan pendlat extremt (figur 25). Vindriktningen har företrädesvis varit

västlig. Temperaturen vid lavinaktivitetsperioden har pendlat runt noll grader (figur 24).

0

5

10

15

20

25

30

35

2003-03-012003-03-022003-03-032003-03-042003-03-052003-03-062003-03-072003-03-082003-03-092003-03-102003-03-112003-03-122003-03-132003-03-142003-03-152003-03-162003-03-172003-03-182003-03-192003-03-202003-03-212003-03-222003-03-232003-03-242003-03-252003-03-262003-03-272003-03-282003-03-292003-03-302003-03-31

Datum

Vind

hast

ighe

t m/s

0

30

60

90

120

150

180

210

240

270

300

330

360

Vind

riktn

ing

ANS

Nuolja

Vindrikt.Nuolja

29 30 31 32 33

Figur 25. Vind mars 2003. Wind march 2003.

13 stycken av lavinerna under 2002/2003 inträffade när temperaturen legat över 0°C. Medeltemperatur i

Abisko för januari är -11°C, februari -10°C, mars -7°C och april -3°C (månadsmedeltemperatur 1956-

2000, ANS 2003). Detta visar att sannolikheten att det ska inträffa en lavin vid de sällsynta tillfällena då

temperaturen stiger över noll är stor.

Tabell 8 visar beräknad medelvind under januari - april baserad på mätdatan från ANS och Nuolja.

Medelvinden under 2002 för Nuolja är simulerat medelvärde. Den fjärde kolumnen visar storleken på

medelvindhastigheten 48 timmar innan lavin grundad på vinddata från mätstationen på Nuolja.

Tabell 8 Medelvind. Mean windspeed.

Medelvind m/s ANS Nuolja 48h medelvind

2002 3,5 m/s 8,5 m/s 12,6 m/s

2003 4 m/s 12 m/s 15,5 m/s

2002/2003 3,8 m/s 10 m/s 13,7 m/s

Enligt tabell 8 är vindstyrkan kraftigare på toppen av fjället. Vintersäsongen 2003 hade kraftigare

vindförhållanden än 2002. En allmängiltig tröskelgräns för snödrift är 5 m/s. Beräknad medelvindhastighet

visar att potentiell snödrift är möjlig under hela vintersäsongen. 48 av de 54 laviner hade en medelvind

48h på över 5 m/s innan lavintillfälle vilket tyder på att många skredsluttningar utsatts för

snöackumulation. Enligt tabell 7 sker samtliga laviner på ostliga sluttningar (NO till SO). Beräknad

medelvindriktning för vintersäsongen 2002 är 212 grader och för 2003 är det 241 grader vilket visar att

sydvästliga vindar dominerar under vintermånaderna. Beräknad medelvindriktning 48h innan skredtillfälle

39

är 218 grader vilket påvisar Larsson (1974) och Pyykönen (2000) redogörelse för att vinden har en tendens

att vrida till sydväst över Nuolja.

5.4 Temperaturskillnadsanalys Figur 26 och 27 är baserad på temperaturdata från ANS och visar storleken på temperaturförändringar

under en 24 h och 48 h period innan skred.

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

12

14

02-01-0402-01-1002-01-1202-01-2902-01-3102-02-0402-02-1402-02-1802-02-2002-02-2302-03-1002-03-2502-03-2802-03-2902-03-3002-04-0702-04-1002-04-1102-04-1202-04-1302-04-1403-01-1403-01-1603-01-1703-01-2403-01-3103-02-1603-02-1803-03-0803-03-1603-03-1703-03-2203-03-23

Datum

Tem

pera

turs

killn

ad i

grad

er C

elsi

us

24 htemperaturskillnad

Figur 26. 24 h temperaturdifferenser för samtliga lavindatum under 2002/2003. 24 h temperature differences for all avalanche days during 2002/2003.

Figur 26 visar tydligt att 24h positiva temperaturökningar dominerar över negativa både till antal och till

storlek.

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

02-01-0402-01-1002-01-1202-01-2902-01-3102-02-0402-02-1402-02-1802-02-2002-02-2302-03-1002-03-2502-03-2802-03-2902-03-3002-04-0702-04-1002-04-1102-04-1202-04-1302-04-1403-01-1403-01-1603-01-1703-01-2403-01-3103-02-1603-02-1803-03-0803-03-1603-03-1703-03-2203-03-23

Datum

Tem

pera

turs

killn

ad i

grad

er C

elsi

us

48 htemperaturskillnad

Figur 27. 48 h temperaturskillnad för samtliga lavindatum 2002/2003. 48 h temperature differences for all avalanche days during 2002/2003.

40

Figur 27 visar än tydligare än i figur 26 att de positiva temperaturfluktuationerna dominerar och är

kraftigare än de negativa både till antal och till storlek på en 48 h period.

Tabell 9. Medeltemperaturdifferenser mellan fem dygn och 120 h innan skred baserad på mätdata från ANS 2002 och 2003. Mean temperature differences between five days and 120 h-period before an avalanche based on data from ANS 2002 and 2003.

Dag 1 Dag 2 Dag 3 Dag 4 Dag 5 +1.5°C +1.1°C +0.4°C -0.7°C +0.3°C 24 h 48 h 72 h 96 h 120 h +1.5°C +2.5°C +2.4°C +1.8°C +2.0°C

Tabell 9 visar medeltemperaturdifferens utifrån summan av samtliga temperaturdifferenser 2002/2003, det

vill säga summan av både negativa och positiva, mellan varje dygn 1-5 (första raden) samt under

tidsperioden 24 - 120 timmar (andra raden), baserad på mätdata från ANS. Positiva temperaturskillnader

mellan dygnen dominerar för alla dagar förutom för fjärde dagen innan skred (se rad 1 tabell 9). Dag 1 har

den största temperaturökningen på +1, 5°C. När det gäller temperaturhöjning över en sammanhängande

tidsperiod är det 48 h innan skred som har den högsta höjningen på +2, 5°C. En sammanställning (se figur

28) av samtliga lavindatum visar att 19 (59 %) av lavindagarna hade en positiv temperaturökning 24h

innan lavin och 26 (81 %) av lavindagarna hade under antingen de närmast 24h eller 48h en positiv

temperaturökning. Det faktum att 24h stapeln är störst i figur 28 som visar att temperaturen har sänkts 0-2

grader innan skred förklaras av att de flesta och de största temperaturhöjningarna sker under en 48h period

varav det kan inträffa att de sista timmarna innan skred har det skett en sänkning av temperaturen och som

därmed avspeglas i diagrammet.

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

> - 8

(-4) - (-8)

(-2) - (-4)

0 - (-2)

+ 2 - 0

+ 4 - + 2

+ 8 - + 4

> + 8

Tem

pera

turs

killn

ad i

grad

er C

elsi

us

Antal

24h48h

Figur 28. Antalet laviner som föregicks av en viss temperaturdifferens 24 h eller 48 h innan skred. Number of avalanches with a temperature changes 24 h or 48 h before avalanche.

41

5.4 Brottkantsanalys Sambandet mellan brottkantsdjup och temperatur/vind baseras på dokumenterad brottkantsdjup och

beräknade temperaturskillnader samt 48 h vindstyrka. Temperaturskillnaderna är beräknade utifrån ANS-

data och vinden är beräknad utifrån både ANS-data och Nuolja-data.

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320

Brottkantsdjup cm

Tem

pera

turs

killn

ad i

grad

er C

elsi

us

48h24h

Figur 29. 24 h och 48 h temperaturskillnad / brottkantsdjup. Punkterna på nollstrecket är laviner med icke dokumenterad brottkantsdjup. 24 h and 48 h temperature change / slabthickness. Spots showing no slabdepth are avalanches with no documented slabthickness.

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320

Brottkantsdjup cm

Tem

pera

turs

killn

ad i

grad

er C

elsi

us

96 h72 h

Figur 30. 72 h och 96 h temperaturskillnad / brottkantsdjup. Punkterna på nollstrecket är laviner med odokumenterat brottkantsdjup. 72 h and 96 h temperature change / slabthickness. Spots showing no slabdepth are avalanches with no documented slabthickness.

42

I figur 29 och 30 syns att flertalet laviner med en låg brottkant har föregåtts av en större positiv

temperaturdifferens. Detta är särskilt tydligt för 48 h temperaturdifferenser. Tabell 9 visar också att 48 h

perioden hade den största temperaturhöjningen. De odokumenterade brottkanterna kan antingen ha berott

på att vädret varit för extremt eller på att brottkanterna var så låga att det inte var intressanta nog att

dokumentera. Figur 30 visar också att flertalet av de större temperaturhöjningarna under 72 och 96 timmar

innan skred ligger vid de lägre brottkanterna.

0

5

10

15

20

25

30

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320Brottkantsdjup cm

Vind

m/s

Figur 31. Förhållandet mellan 48 h medelvindhastighet och brottkantsdjup. Punkterna på nollstrecket är laviner med icke dokumenterade brottkantsdjup. Relationship between 48 h meanwind and slabthickness. The spots showing no slabdepth are avalanches with missing slabthickness data.

43

0

5

10

15

20

25

30

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320Brottkantsdjup cm

Vind

m /

s

Figur 32. Förhållandet mellan 48 h medelvindhastighet och brottkantsdjup. Vindhastigheten består av data från ANS. Punkterna på nollstrecket är laviner med odokumenterade brottkantsdjup. Relationship between 48 h meanwind (ANS) and slabthickness. The spots showing no slabdepth are avalanches with missing slabthickness data.

Figur 31-32 visar att vindhastigheten generellt blir kraftigare med högre brottkantsdjup. Detta är mest

tydligt för uppmätt vindstyrka på Nuolja, medan ANS inte visar samma tydliga tendens. Detta bör bero på

att terrängen i dalen skapar turbulens och inte exponeras på samma sätt som kalfjället vid tilltagen

vindstyrka. Tabell 10 visar 48h medelvindhastighet för låga och höga brottkanter. Skillnaden mellan hög

och låg brottkantsdjup drogs vid 30 centimeter baserad på Karléns studier om att temperaturskillnader

endast märks ner till ett djup av ca 30 centimeter. Tabell 10 visar att flaklaviner med mindre brottkant än

30 cm haft en lägre medelvindhastighet än laviner med djupare brottkant.

Tabell 10. 48 h medelvindhastighet för laviner med kända brottkantsdjup. Tabellen är baserad på uppmätt vindhastighet på Nuolja. 48 h mean windspeed before an avalanche with documented slabthickness. Data is based on windvalues from Nuolja.

Brottkantsdjup cm 48 h medelvind m/s

Brottkant mindre än 30 cm 9,5 m/s

Brottkant mer än 30 cm 12,1 m/s

Vindhastighet plottat mot skredorsak (Figur 33) visar att det i större utsträckning har förekommit

kraftigare vind vid spontant utlösta laviner än vid skidåkarinitierade/sprängda laviner. Tendensen är dock

inte så tydlig. Detta beror säkerligen på att det kontinuerligt förekommer kraftig vind på Nuolja samt att

vinden ökar när en värmefront passerar vilket inte urskiljer de temperaturinitierade lavinerna (främst

skidåkar/sprängda) från de vindinitierade lavinerna (främst spontana).

44

0

5

10

15

20

25

30

0 1 2 3

Vind

hast

ighe

t m/s

Figur 33. Vindhastighet plottat mot skredorsak. Vinddatan består av mätdatan från mätstationen på Nuolja. Windspeed against avalanche trigger. Wind data is based on data from Nuolja.

Spontana Skidåkare Sprängda

020406080

100120140160180200220240260280300320

0 1 2 3

Bro

ttkan

tsdj

up c

m

Figur 34. Brottkantsdjup plottat mot skredorsak. Slab thickness against avalanche trigger.

Spontana Skidåkare Sprängda

I figur 34 visas brottkantsdjup mot skredorsak. Punkterna ovan spontan orsak är mer utspridda med ökad

brottkantsdjup än punkterna vid skidåkarinitierade eller sprängda laviner där punkterna är koncentrerade

runt de lägre brottkantsdjupen. Spontant framkallade laviner beror på strainsoftening hos ett svagt lager

och skidåkarframkallade eller sprängda laviner beror på en snabb kompression eller tryck mot snön som

får ett svagt lager att kollapsa. Den snabba kompressionen avtar drastiskt med djupet och påverkar främst

45

de översta snölagren. Strainsoftening kan ske på vilket djup som helst i snötäcket, medan trycket från en

skidåkare eller sprängning begränsas till de översta lagren. Vid sprängning beror det givetvis på mängden

sprängmedel som används. Figur 33 visar att detta stämmer förutom en utbrytarpunkt under

skidåkarinitierad. Denna punkt är den stora lavinen som gick den 14 april 2002 och som har

dokumenterats som skidåkarinitierad.

5.5 Gropanalys De lager som identifierades vid profilgrävningarna på Ängarna visas i figur 36. Figur 35 visar hur

snötäcket generellt såg ut på studieområdet. Totalt grävdes 7 stycken gropar med ett medeldjup på 212 cm.

Moment som utfördes vid profilgrävningarna var :

1. Snölagren identifierades och deras tjocklek och djup i snötäcket mättes.

2. Storlek och form på snökristaller bedömdes i varje lager

3. Hårdheten i varje lager bedömdes.

4. Temperaturen mättes var 10: e centimeter.

5. Snö lagrens densitet mättes.

Vid profilgrävningarna utfördes ett stabilitetstest som heter kompressionstest. Testet går ut på att man

gräver en friställd pelare som man sedan belastar. Belastningen sker genom att man lägger spadbladets

rygg på pelaren och därefter slår med öppen handflata mot spadryggen tills pelaren brister. Tabell 11 visar

bedömningskriterierna. Tabell 11. Kompressionstest – klassificering. Compressiontest – classification.

Klass Beskrivning Kod

Very Easy Kollapsar under grävning CTV

Easy Kollapsar innan 10 slag med fingertopparna CTE

Moderate Kollapsar innan 10 slag från armbåge med fingertopparna CTM

Hard Kollapsar innan 10 slag med hela armen med hela handflatan CTH

No Failure Pelaren kollapsar inte CTN

46

Figur 35. Sammanställd snöprofil av samtliga grävda gropar den 1/4 - 13/4 2003. Summary of all the snowpits 1/4 – 13/4 -03.

Lagerbeskrivning till figur 35:

1. Lagret bestod av relativ porös (4F) vindpackad snö eller nysnö som varierade i hårdhet och

tjocklek efter rådande vind och nederbörd vid grävtillfälle.

2. Lagret bestod av 0.5 mm runda kristaller med en hårdhet på 1F. Lagerskiftningen mellan lager 2

och 3 bestod av ett millimetertjockt lager av fasetterade kristaller. Detta lager gav ofta utslag vid

kompressiontest.

3. Lagret bestod av laminärt lagrad snö av växelvis hårdare och mjukare snö med inslag av is, runda

korn, fasetterade kristaller och solida skarelager. Lagret har någon gång under vintern när det

utgjordes som ytsnö utsatts för växelvis uppvärmning och nedkylning. Utseende på det laminerade

lagret var olika i varje grop både till stratifikation och tjocklek. Detta måste bero på

mikrovariationer i terränger varvid snön deponeras olika i kombination med rådande vindriktning

och solinstrålning. Det mellersta lagret, bestående av 1 mm runda, korn hade ofta mycket lägre

hårdhet (1F). Troligtvis har detta lager deponerats under en mellanperiod med kallare väder och

svagare vind.

4. Lagret bestod av runda kristaller. Vid olika djup återfanns millimetertjocka lager med fasetterade

kristaller. Dessa upptäcktes först vid stabilitetstest.

5. Omvandlat lager som förmodligen någon gång under vintern varit utsatt för en positiv

temperaturgradient och uppbyggande process.

6. Lagret hade runda korn med några inslag av omvandlade kristaller och större sammanfogade korn.

47

7. Lagret bestod av karaktäristiska stora bägarkristaller (4 mm) med hög porositet (4F). Den

kuperade terrängen gjorde att lagret varierade i tjocklek och att kristallerna fick skilda storlek. Vid

stenar och buskar förekom de största kristallerna.

Snötäcket på studieområdet skilde sig mycket spatialt (se figur 36). Olika lager hade varierande tjocklek

och låg på skilda djup. Kristallstruktur och densitet varierade också. Terrängförändringar i mikroskala

skapar marknära turbulens som får snön att virvla vilket avsätter snön oregelbundet. Detta gör att snölager

inom samma område kan ha vitt skilda tjocklek och ligga på olika djup i snötäcket. Likaså kan

terrängförändringar i mikroskala skapa mikroklimat där lokala områden exponeras annorlunda för

solinstrålning. Dessa lokala skillnader i solinstrålning kan påverka snökristallernas struktur.

Kompressionstest utförda på grop 3 och 4 (se figur 37) visade att fasetterade kristaller var det kollapsande

lagret mot det laminerade lagret (lager 3 figur 35) samt i det homogena lagret (lager 4 figur 35).

Kristallerna var vid båda kompressionsresultaten 2 mm stora vilket också utgjorde tjockleken på lagret.

Lagret identifierades först efter kompressionstestet vilket visar att det kan vara svårt att upptäcka

avvikande lager som kan utgöra ett svagt skikt. Snötemperaturen i snön vid grävtillfällena varierade efter

rådande lufttemperatur, solinstrålning och molnighet. I figur 35 visas medeltemperaturen i de olika

snölagren. Lager 1-2:s temperatur varierade med luftens temperatur ner till ca 40 cm i snötäcket. Lager 3 –

4 hade mindre variation medan lager 5 – 7 hade likvärdig temperatur under hela mätperioden. Exakt

uppmätt temperatur visas i figur 37. Som helhet uppvisade snöprofilerna inga instabila förhållanden under

grävperioden. Densiteten och hårdheten i de olika lagren var hög. Risken att det skulle ha gått ett skred på

Ängarna under mätperioden var marginell. Figur 36 visar lagersammansättningen, snökornmorfologin,

hårdhet och densitet för varje enskild grop och lager. Figur 37 visar temperatur och hårdhetsfördelningen i

groparna samt resultat på kompressionstest.

48

Figur 36. Lagersammansättning, snökornmorfologi, hårdhet och densitet för varje enskild grop och lager. Snowlayerstratigraphy, snowmorphology, hardness and density in each single snowpit and layer.

49

Figur 37. Temperatur och hårdhetsfördelningen samt resultat på kompressionstest. Temperature, hardness and compressiontest-results.

50

5.6 Analys av Abisko Turiststation personals grävda snöprofiler Personalen på Turiststationen har vid en del skredtillfällen försökt analysera brottkanterna och under

vintersäsongen gräver de regelbundet snöprofiler inom skidområdet för att uppdatera utvecklingen på

sluttningarna. De sluttningarna med både dokumenterad skred och fältobservationer i form av

brottkantsanalys eller snöprofil analyserades med väderförhållanden under dygnet innan (se tabell 12).

Tabell 12. Analys av Abisko Turiststations personal grävda snöprofiler. Analys of snowprofiles made by the staff at Abisko Touriststation.

Datum Plats/Orsak Brottkantsdjup Beskrivning/Väder (48h vind & 24h temp) 2002- 02-23

Branten N. Liften Orsak: X

0.3-0.5m Brottkantsprofil (2002-01-23). 2 * CTV, 0.28 m. Identifierad kristall vid brottyta är fasetter och runda korn (0.5 mm). 2 * CTE på 0.62m. Identifierad kristall vid brottyta är fasetter (1-2 mm). Sydlig vind 13,5 m/s, +2°C temperaturskillnad mellan -15 & -10°C.

2002- 03-10

Rihtonjira Sweetspot Orsak: X

0.4-0.5m.

Brottkantsprofil (2002-03-10). 2*CTE, 0.44 m. Identifierad kristall vid brottyta är kanske begravd rimfrost eller annan avvikande kristall (0, 5 mm). Sydvästlig vind 9 m/s, +5°C temperaturskillnad mellan -10 & -5°C.

2002- 03-28

Rihtonjira Sweetspot Orsak: S

0.4m Brottkantsprofil (2002-03-28). 2*CTM, 0.39 m. På samma djup som brottet skett är det ett snölagerskifte, ca 5 cm tjockt med vindpackad snö (1-2 mm). Sydvästlig vind 13,5 m/s, temperaturen över nollstrecket.

2002- 03-30

Grytan, 500m norr om linbanan Orsak: Na

1-5m Brottkantsprofil (2002-03-30). 2*CTH, 1.02 m. Identifierad kristall på brottyta är rimfrost (1 mm). Sydvästlig vind 13 m/s, temperaturen över nollstrecket.

2002- 04-12

Vindtunneln (Drivan,Rihtonjira, Näsan) Orsak: X

0.7m

Brottkantsprofil (2002-04-12) 1*CTM 0.67 m. Sydvästlig vind 12 m/s, temperaturen över nollstrecket.

2002- 04-12

Rihtonjira Sweetspot Orsak: X

0.3m Brottkantsprofil (2002-04-12). 2*CTM, 0.28 m. Sydvästlig vind 12 m/s, temperaturen över nollstrecket.

2002- 04-14

Grytan-Extremen-Harbranten Orsak: S

2-5m 2 brottkantsprofiler (2002-04-14). 1*CTM, 2.25 m, 1*CTN, 4.5 m. Identifierad kristall vid brottyta är ett ca 2-10 cm tjockt lager fasetter (1-2 mm) med ett laminerat skareskikt direkt under. Observatör antar att lagret bildades i slutet på januari och legat latent sedan dess. Sydlig vind 6 m/s, temperaturskillnad +5°C mellan -5 & 0°C.

2003- 01-14

Nedfarten,Lilla grytan Orsak: S

0.5m Brottkantsprofil (2003-01-14) 2*CTV, 0.65 m. Identifierad kristall vid brottyta är fasetter (2-3mm). Sydvästlig vind 14 m/s. Temperatur runt -10°C.

2003- 02-16

Konvexen,Näsan, Rihtonjira och Drivan Branten Orsak: Na

Oidentifierade brottkanter

Anteckningar utförda av skidpersonal visar att de hade sättningar i snön den 14/2 på samma höjd som startzonen (800 möh) för skreden. Sättningar tyder på kollaps i snötäcket. Sydvästlig vind 6 m/s, temperaturskillnad +7°C mellan -5 & 0°C.

2003- 03-08

Branten Orsak: S

0.2-0.4m Snöprofil (2003-03-07). 2*CTM, 0.34 m. Identifierad kristall vid brottyta är ett ca 2 cm tjockt lager fasetter (1mm). Sydvästlig vind 8 m/s, temperaturskillnad +5°C mellan -10 & -5°C.

Laviner med grävda profiler visar tydligt att det går att identifiera ett avvikande svagare lager på samma

djup som glidytan. Detta förevisar vikten av att följa snölagerutvecklingen på potentiella riskområden för

att möjliggöra framförhållning i riskbedömningen. Majoriteten av de laviner med tillhörande

dokumenterade snöprofiler är i de flesta fall sprängda eller skidåkarinitierade laviner. Det skulle vara

intressant med en större tillgång på spontant utlösta laviner med dokumenterade brottkantsprofiler i syfte

att studera kristalltyp och kristallstorlek i svaghetszonerna. Utvärderingen visar därtill att

lagersammansättningen i ett snötäcke har stor betydelse för lavinaktiviteten.

51

6. Diskussion Nysnömängderna i Abisko är låga med sällsynta nederbördstillfällen. Vinden har därför stor betydelse på

snödistributionen och är den primära orsaken vid skapandet av risksluttningar, framförallt på ostligt

liggande sluttningar. Enligt Larsson (1974), Karlén (1983) och Mårtensson et al. (2002) är det den

vinddrivna snöackumulationen som utgör den största orsaken till lavinaktiviteten. Vid flera av de stora

kända lavinerna på Nuolja föregicks av nederbörd och starka västliga vindar (se tabell 6). Denna studie

visar än tydligare att vinden har ett primärt inflytande på lavinaktiviteten. Figur 13, 15, 17, 19, 21, 23 och

25 visar att laviner inträffade vid extremtopparna varje månad. Vinden skapar idealiska snöflak för

flaklaviner. Det vindpackade översta lagret av snön får en högre kohesion och hårdhet än underliggande

lager som inte har påverkats av vindpackning. Detta lösare opackade lager kan då utgöra ett svagt lager.

Eftersom vinden kontinuerligt under vintermånaderna har en magnitud att skapa snödrev på kalfjället

varvas snötäcket fortlöpande av olika lager med olika sorters kristallegenskaper. Vindens varierande

riktningar skapar lager med varierande tjocklek avhängigt terrängens variationer. Skjuvkollapser i

snölager fortplantar sig horisontallt och uppåt längs sluttningen. En skjuvkollaps som inte är kraftig nog

att skapa en fraktur vid kollapslokationen kan högre upp i sluttningen alstra en fraktur där snölagren blir

tunnare och inte kräver lika stor deformation eller kraft, s.k. tenderspots.

Ett vindpackat snölager är också känsligare för en förändrad temperatur. Den avrunda strukturen hos

kornen i ett vindpackat lager gör dels att de elastiska och viskösa egenskaperna får en större betydelse pga.

att de främst beror på kontaktlänkarna mellan kornen, samt att värmefördelningen per tidsenhet kan nå ett

större djup än i ett porös snölager. Under en uppvärmning minskar ett snöflak sin styvhet (förmåga att

motstå skjuvning och inre deformation) med ökad skjuvspänningen som följd plus att de elastiska och

viskösa egenskaperna blir svagare. Detta betyder att i områden där vinden dominerar, som på Nuolja, har

temperaturen ett större inflytande än på områden med andra snöförhållanden. Studien visar att

temperaturen jämte vinden har ett dominerande inflytande på Nuoljas lavinaktivitet. 59 % av lavinerna

hade en temperaturökning 24 h innan skred och 81 % hade en temperaturökning under antingen en 24h

eller en 48 h period.

Lufttemperaturen har i anslutning till lavinaktivitet haft en tendens att öka under en hel sammanhängande

120 h period. Så lång tidsperiod som 120 h temperaturhöjning borde dock inte ha något direkt inflytande.

Vid långvarig temperaturexponering stabiliseras snötäcket av den temperaturstyrda sintringshastigheten

och densifikationen (McClung & Schaerer 1993). Men vad som ändå är intressant är att 48 h perioden

dominerar i antal samt hade den högsta temperaturhöjningen och inte 24 h perioden (se tabell 9). I

vetenskaplig lavinlitteratur formuleras att snabba temperaturökningar utgör en ökad lavinrisk (McClung &

Schaerer 1993, Tremper 2001). Likaså utger SLAO´s säkerhetsbeskrivning att snabba temperaturökningar

utgör en av de omständigheter som ökar lavinrisken. Vad som däremot inte preciseras är tidsperioden på

en ”snabb” temperaturökning. I lavinlitteratur som berör Alperna och Nordamerika beskrivs sydsluttningar

52

som utsätts för stark solinstrålning under dagen vara riskfyllda sluttningar som inte bör beträdas framåt

eftermiddagen och därtill även sluttningar vid risk för varma föhnvindar. Fenomenet med föhnvindar finns

inte i den svenska fjällkedjan samt att solinstrålningen i Abisko inte är av samma intensitet (Abisko ligger

på latitud 68°N). Vad som kanske istället är av betydelse är storleken på uppvärmningen (förutsatt att

uppvärmningen sker utan avbrott som vanligtvis sker mellan dygnet) och inte tidsperioden. I Alperna och

Nordamerika kan den kraftigare solinstrålningen eller fenomenet föhnvindar uppnå denna

uppvärmningsstorlek under en snabbare tidsperiod än i Abisko. Att tillfällen med en 48h - periods positiva

temperaturutveckling för Abiskos del dominerar över 24 h - period kan vara att temperaturökningen främst

beror på insvepande mild luft från de maritima västvindarna och inte intensiv solinstrålning. Snöns

begränsade konduktivitet åstadkommer en tidsförskjutning i snötäcket samt att det kanske krävs 48 timmar

för att tidsmässigt uppnå den storleken på uppvärmningen som krävs för instabilitet i snölagren. Den

långsammare luftuppvärmningen ger då först efter en längre tids exponering respons hos de för ökad

lavinrisk temperaturstyrda egenskaper. Tidsförskjutningen kan också förklara de tillfällen då temperaturen

några dagar innan ökat kraftigt men under de närmaste 24 timmarna återigen sjunkit (se figur 14, 16, 20,

22, 24). Att den långsamma uppvärmningen har en möjlighet att ha ett inflytande på snöstabiliteten kanske

är rimligt i kombination med vindens fundamentala påverkan på utformningen av snötäcket, vilket snabbt

stratifierar och omfördelar snötäcket på Nuolja. Ett större antal lagerförändringar ger större trolighet för

instabilitet än ett homogent sammansatt snötäcke. Varje gång det deponeras ett nytt lager med andra

fysiska egenskaper finns risk för svaga lager. Vindpackad snö har även högre konduktivitet och den

tidsmässigt långa exponeringen från maritima luftinslag ger större utrymme för händelser i det

stratifierade snötäcket.

En positiv temperaturutveckling höjer kryp- och deformationhastigheten i snötäcket och utsätter

eventuella svaga lager för en spänningshöjning. Den förhöjda skjuvspänningen i snölagren i kombination

med förändrade mekaniska egenskaper och ökad sintringshastighet, där fler kontaktytor bryts än skapas,

gör att snötäcket i ett visst tidsskede av en uppvärmning innehar ett extra instabilt tillstånd. Vid detta

tidsskede är risken större att en skidåkare utlöser en lavin.

Temperatur och temperaturutveckling har stort inflytande på spänningkoncentrationen i snölagren. Den

högsta koncentrerade spänningsutvecklingen infinner sig vid en temperatur runt -5°C (Stoffel & Bartelt

2003). Detta betyder att en temperaturökning runt denna temperatur har störst effekt på en sluttnings

stabilitet. Temperatur runt -5°C är också vanligt under vintermånaderna både i snötäcket och i luften vilket

profilanalysen i figur 37 visar. Lufttemperaturen och dess fluktuationer är alltså en viktig parameter att

beakta vid riskanalyser.

Utgångstemperaturen har vid positiva temperaturutvecklingar varit både kalla och milda så det verkar som

om temperaturförändringar påverkar snötäcket oavsett luftens utgångstemperatur. Enligt Colbeck (1980)

och McClung & Schaerer (1993) förändras snöns egenskaper vid uppvärmning även runt kalla

temperaturer (-15 till -5°C) och styvheten hos flaksnön förändras vid temperaturer från -15°C. Kallare

53

temperaturer hämmar både sintring och deformationshastigheter. Kall snö som inte hunnit inleda sin

sintringsprocess, eller där sintringshastigheten är långsam, är mjuk och porösare under längre tid.

Distribuerar vinden ny snö på den osintrade kalla snön kan ett kohesivare vindpackat lager bildas ovan den

porösare snön. Under det vindpackade flaket ligger fortfarande den kalla porösa, osintrade snön som ett

svagt lager. Snöns isolerande egenskaper gör att snön behåller den kalla temperaturen och sitt porösare

tillstånd. Mild, maritim luft sveper in och värmer upp det kohesiva snöflaket. Uppvärmningen ger en ökad

sintring/deformationhastighet som höjer spänningarna i det svagare lagret plus att snöflakets styvhet

minskar. Observationer från de svenska fjällen tyder på att många laviner glider på lösa lager bildade av

porös kall snö, inbäddad under vindpackad snö (Karlén 1983).

Spontana och skidåkarinitierade/sprängda laviners utlösningsmekanismer skiljer sig åt. Spontana laviner

sker pga. strainsoftening medan skidåkarinitierade/sprängda laviner sker pga. att snötäcket utsätts för en

snabb påtryckning. En av frågeställningarna var om man kunde urskilja en skillnad i brottkantsdjup och

initieringsorsak hos spontana och skidåkar/sprängda laviner. Ett flertal laviner på Nuolja sker när

temperaturen pendlar runt noll (se figur 12, 16, 18, 22 och 24). Studier på snöns mekaniska egenskaper

visar att dessa är känsliga för en förändring i temperatur (McClung & Schweizer 1999, Wilson et al.

1999, Schweizer & Camponovo 2002, Stoffel & Bartelt 2003). Temperaturförändringar från -5°C mot

nollstrecket har störst inflytande på de elastiska och viskösa egenskaperna dvs. de som styr

frakturtillkomst. En skidåkares kraft på snötäcket märks ner till ett visst djup beroende på personens vikt

och snöns egenskaper, vilka främst är densiteten och hur snölagrets kristaller hanterar kompressionstryck

och skjuvspänning. Likaså påverkar en uppvärmning snön ner till ett visst djup. Karlén (1983) utförde

fältmätningar på aktuellt studieområde som visar att temperaturens dygnsförändringar märks ner till ett

djup av ca 30 cm. Uppvärmningens inflytande i kombination med skidåkarens/sprängningens kraftiga

påtryckning skulle därför i större omfattning orsaka laviner med låga brottkanter. Figur 29 och 30 visar att

temperaturen tenderar till ha haft en större temperaturhöjning vid lägre brottkanter än vid högre. Snötäcket

på en sluttning påverkas av strainsoftening när det utsätts för långsam skjuvning vilket beror på trycket

från ovanliggande snölager. Den långsamma skjuvningen resulterar i en progressiv brytning av kornens

kontaktlänkar som skapar skjuvband och som underlättar tillkomsten av skjuvkollapser och glidytor

(Kingery 1962, Colbeck 1980). En förhöjd kryphastighet av de övre snölagren kan utlösa spontan lavin

om den bestämda deformationstorleken för strainsoftening överskrids. Snölager längre ner i snötäcket

utsätts för ett större tryck än snölager vid ytan. Förutom att snölagren utsätts för strainsoftening ökar också

trycket stabiliteten genom densifikation och sintring vilket packar kornen och ökar antalet kontaktlänkar.

Sker deformationen med en konstant långsam deformationhastighet hinner snötäcket stärkas genom att

nya länkar och kontaktpunkter skapas mellan snökornen. Men i snötäcket kan det förekomma svaga lager i

form av bägarkristaller, rimfrost eller fasetterade kristaller. Dessa kristaller är stabila dvs. de kräver

mycket energi för att omvandlas till runda korn och bevaras därmed länge i snötäcket, i vissa fall en hel

snösäsong. Dessa temperaturgradients-uppbyggda kristaller har ett högt kompressionsmotstånd men är

svaga under skjuvning varvid trycket från ovanliggande snö på en sluttning kan orsaka strainsoftening i

54

dessa lager. Enligt Mårtensson et al. (2002) finns gynnsamma förhållanden för rimfrostbildning på Nuolja

under hela snösäsongen. Vid kraftig vind ökar trycket på snötäcket hastigt. Figur 33 visar att spontana

laviner i större utsträckning utsatts för kraftigare vind än skidåkare/sprängda laviner. Efter ovanstående

motivering angående skillnader i spontana och skidåkar/sprängda laviners brottkantsdjup och

initieringsorsak kan sammanfattningsvis säga att en uppvärmning ökar risken för

sprängda/skidåkarinitierade laviner med låga brottkanter, medan däremot kraftig vind ökar risken för

spontana laviner med högre brottkant. Figur 34 visar att skidåkarinitierade eller sprängda laviner i större

omfattning har lägre brottkant än spontana.

När en kalluftsinversion skingras sker en snabb uppvärmning av det snötäcke som ligger på samma höjd

som inversionskiktet. Nuolja ligger vid Torneträsk strand och vätter alltså mot ett öppet landskap.

Inversionskiktet kan antas infinna sig på en viss höjd där Nuoljas övre kalfjäll sticker upp ovan

inversionskiktet. Om inversionskiktningen antas infinna sig på samma höjd som startzonerna (600-1000

m.ö.h) utsätts detta område för en snabb och kraftig uppvärmning när inversionen skingras. Inträffade

inversionstillfällen med lavinförekomst kan ses i figur 20, 22 och 24. Den obesvarade frågan är bara på

vilken höjd vanligtvis inversionskiktet inträffar i Abiskodalen.

I denna studie har det framkommit att klimatet i Abisko kännetecknas av ett kontinentalt klimat med låga

månadstemperaturer och sparsam nederbörd. Detta gynnar bildandet av temperaturgradienter i snötäcket

och därmed förekomst av kristaller som kan utgöra svaga lager. Det kontinentala klimatet skapar

förutsättningarna för laviner, men lavinaktiviteten infinner sig först vid de kontinuerligt förekommande

maritima inslagen. Det vill säga vid de tillfällen när lågtrycken från väst för med sig mildare luft och

nederbörd. Den tryckgradient som uppstår mellan de olika tempererade luftpaketen vid inträngande av

mildare luft orsakar kraftig vind och snödrev som deponerar snö på Nuoljas ostliga sluttningar och utsätter

dem för ett ökat tryck.

Abiskos specifika lavinklimat och förhållande till det utmärkande samspelet mellan kontinental och

maritim luft avspeglar dock endast lavinaktiviteten på Nuolja och inte på omkringliggande fjäll. Klimatet

på mikro- och mesonivå kan försätta sluttningar i olika stabilitetsstatus. Varje alpint område, varje fjäll

och varje enskild sluttnings lavinrisk beror på en komplex mix av terrängens karaktär,

snölagersammansättning och de olika metreologiska parametrarnas påverkan på snötäcket. Fältarbetet som

utfördes på Nuolja visar tydligt att det råder stor spatial variation på snötäckets utformning lokalt på

Ängarna (se figur 36). Författare kan även intyga att så även rådde på Nuolja som helhet. En snöprofil-

bedömning på en viss sluttning beskriver inte hur förhållandena förhåller sig på en sluttning med annan

aspekt, annan exponering för vind eller solinstrålning på samma fjäll, vilket man bör ha i beaktning när

man vistas i alpin terräng.

De svårupptäckta millimetertjocka fasetterade lagren (lager 3 och 4 i figur 35) som upptäcktes först vid

kompressionstestet visar att det är viktigt att regelbundet mäta temperaturen var tionde centimeter i

55

snötäcket på risksluttningar för att förutse eventuella kritalluppbyggande förutsättningar.

Temperaturgradienter kan även utvecklas på en mindre sträcka än 10 centimeter. Utgångslägen för detta är

främst vid lagerskiftningar varvid det kan vara nödvändigt att mätta temperaturen oftare än var tionde

centimeter. De svårupptäckta fasetterade kristallerna visar också att man bör, även utan misstanke om

deras förekomst, utföra ett stabilitetstest för att ha en möjlighet att upptäcka dem.

En vanlig trosföreställning är att laviner är så oförutsägbara att de i princip kan utlösas när man minst anar

det i snöförhållanden som betraktades vara stabila. Det vill säga att laviner kan utlösas i homogena

snölager. Denna studie visar att så inte är fallet. En flaklavin måste ha ett avvikande lager som kollapsar

och en glidyta. Att föreställningen om att ett glidlager inte krävs, utan att ett snötäcke kan kollapsa i ett

homogent lager beror på att snö ständigt är i rörelse genom snöglidning och snökrypning vilket arrangerar

snökristallerna i skjuvband som därmed utgöres som ett kompenserande glidlager.

Det gick två stora laviner 2002 på de nordostliga sluttningarna som betecknas som Grytan, Extremen och

Harbranten (se figur 10). Den ena gick på Grytan den 30 mars och hade en flakbredd på 200 m och ett

flakdjup på 1 – 1.5 m. Lavinen utlöstes spontant. Identifierat glidlager var 1 mm rimfrost. Totalt snödjup

vid brottkantsprofilen var 3.6 m. Vädret vid lavintillfälle var relativ lugn med temperaturer runt 0°C. Den

andra stora lavinen gick den 14 april 2002 hade en flakbredd på 800 m och en brottkant mellan 2-5 m.

Totalt snödjup på de två brottkantsprofilerna är 5 m och 7m. I utredningsmaterialet står det

skidåkarinitierad, men skidåkarna hade befunnit sig runt 50 m ovan brottkanten. Det kan ha varit så att

skidåkarna orsakade kollaps i snötäcket och att kollapsen fortplantade sig neråt i sluttningen och orsakade

fraktur vid terrängförändringar s.k. tenderspots, men det kan också vara antagligt att lavinen utlöstes

spontan och att det var en slump att skidåkarna infann sig på området vid lavintillfället. Vädret var vid

tillfället lugnt med temperaturer runt -5°C. Vid båda lavintillfällena hade vädret varit stabilt med lugna

vindförhållanden. En förklaring till att två större laviner under stabila väderförhållanden skedde så

tidsmässigt tätt inpå varandra kan vara att på vårkanten har snötäcket ofta fått en isotermisk gradient

genom hela snötäcket plus att det genom hela säsongen sintrats och packats till att bli stabilt och med hög

hårdhet (McClung & Schaerer 1993). Vid brottkantsanalysen identifierades fasetterade kristaller (eller

rimfrost) som måste ha bildats tidigt under säsongen och sedan legat latenta i snötäcket. När sedan

snötäcket blivit isotermiskt under senvåren och snötäcket utvecklat en relativ homogen hårdhet kan det

inträffa att hela snötäcket glider enhetligt vilket blir för mycket för ett svagt lager att bära och kollaps sker

(McClung & Schaerer 1993).

56

7. Slutsatser 1. Hur har temperaturen och vinden sett ut dagarna innan snöskred på fjället Nuolja?

Temperaturanalysen visar att de råder stora temperaturskillnader mellan Abisko Naturvetenskapliga

station i dalen och mätstationen på Nuoljas topp. Omvända förhållanden råder vid temperaturinversioner

som inträffar ett antal gånger under vintersäsongen. Inversionerna kan få temperaturen att skilja på tiotal

grader mellan dalgång och topp. Studien visar att det har förekommit laviner i anslutning till

inversionstillfällen.

Nederbördsmängderna i Abisko är extremt låga. Däremot erhåller Riksgränsen och Björkliden som ligger

väster och nordväst om Abisko betydligt större nederbördsmängder. Vinden transporterar vid tillgång på

snö och vid gynnsamma vindriktningar snö till Nuoljas sluttningar så att dessa får ett snödjup nog att

utgöra lavinrisk.

Vindförhållandena visar även de på extrema skillnader mellan Abisko Naturvetenskapliga Station och

mätstationen på Nuolja. Vinden beräknad utifrån 2003 års erhållna mätdata från Nuolja visar att vinden är

61 % kraftigare på Nuoljas kalfjäll. Västliga vindriktningar dominerar med en tendens åt det sydvästliga.

Detta förklarar den dominerande lavinaktiviteten på Nuoljas ostliga sluttningar. Majoriteten av

lavintillfällena har vidare inträffat vid extremtopparna varje månad och 48 timmars medelvind innan skred

är cirka 4 m/s starkare än medelvinden under hela vintersäsongen.

Resultat av beräknad medeltemperaturdifferens innan lavinförekomst visar att positiv temperaturhöjning

dominerar. 59 % och 81 % av lavinerna hade en temperaturhöjning 24 respektive 48 timmar innan

lavintillfälle. Resultaten visar också att många laviner inträffar när temperaturen pendlar runt och över

nollstrecket. Medeltemperaturen i Abisko under den aktivaste lavinperioden ligger runt -10°C vilket visar

tydligt att positiv temperaturutveckling har inverkan på lavinaktiviteten.

2. Vilket lavinklimat och väder kännetecknar lavinaktiviteten i Abisko?

I denna studie har det framkommit att klimatet i Abisko kännetecknas av ett kontinentalt klimat med låga

månadstemperaturer och sparsam nederbörd. Detta gynnar bildandet av temperaturgradienter i snötäcket

och därmed förekomst av kristaller som kan utgöra svaga lager. Kontinentalt klimat är också idealiskt för

att bilda rimfrost på snöytan då tillfällen med klara, kalla nätter och kall snö med inslag av inkommande

fuktig luft är många. Lavinaktiviteten däremot infinner sig vid de kontinuerligt förekommande maritima

inslagen. Det vill säga vid de tillfällen när lågtrycken från väst för med sig mildare luft. Den tryckgradient

som uppstår mellan de olika luftpaketen orsakar kraftig vind med risk för kraftig snödrev som utsätter

sluttningarna för ett ökat tryck.

3. Vilket samband har vind och temperatur på brottkantsdjup?

Analys av brottkanternas höjd visar att högre brottkantsdjup i större omfattning haft kraftigare

vindförhållanden samt att lägre brottkantsdjup i större omfattning föregåtts av större temperaturhöjningar.

57

4. Vilket samband har dokumenterad initierande orsak till storleken på brottkantsdjup?

Spontana laviner har en tendens att ha högre brottkantsdjup än skidåkarrelaterade eller sprängda laviner.

5. Hur ser snöstratifikationen ut på Nuoljas sluttningar?

Snöstratifikationen på studieområdet visar på spatiala skillnader både vertikalt och horisontellt.

Sammanlagt identifierades sju olika lager. Lagret närmast marken bestod av fullt utvecklade

bägarkristaller, som är en stabil kristall, men utgör en kristalltyp som ingår i svaga lager. Ett laminerat

lager fanns på ca 50 cm djup. Detta lager har blivit utsatt för milda temperaturer varvat med kallare

temperaturer som skapat skarelager av olika format. Ovan skarelagret har det utvecklats ett

millimetertjockt lager med fasetterade kristaller. Vid andra omständigheter skulle detta vara ett riskfyllt

svagt lager. I lager 4 (figur 35) upptäcktes också först efter kompressionstest att det förekom

millimeterstora fasetterade kristaller. De svårupptäckta avvikande millimetertjocka fasetterade lagren visar

att det är viktigt att mäta temperaturen var tionde centimeter i lagren för att förutse eventuella

uppbyggande förutsättningar samt att utföra ett stabilitetstest för att upptäcka dem. För övrigt var

hårdheten och densiteten i lagren sådan att stabiliteten på studieområdet var högt. Snötäckets stratifikation

har betydelse vid riskbedömning. Att besitta kunskap om kristallstruktur, temperaturgradienter, snölagrens

hårdhet och densitet är en primär vetskap för att förstå vilka processer som försiggår i snötäcket samt för

att förstå meteorologins inflytande på lavinaktivitet.

Vidare forskning:

Abiskos specifika klimat skiljer sig markant från övriga internationella områden där det pågår

lavinforskning. I Alperna och Nordamerikas inlands- och kustområden karaktäriseras lavinaktiviteten

främst av extremare terräng, högre bergsområden, större nederbördsmängder och annan storlek på

solinstrålning. Den svenska fjällkedjan är trots sin marginella storlek utsatt för lavinrisk. Behov finns att

öka kunskapen om lavinaktiviteten i Sverige för att standardisera ett passande säkerhetstänkande utifrån

svenska specifika lavinförhållanden. Aktuella frågeställningar för en fördjupad kunskap om svensk

lavinaktivitet kan vara :

1. Fördjupade studier av temperaturens inflytande på lavinaktiviteten, med en orientering mot

uppvärmningens tidsperspektiv under olika snömorfologiska förutsättningar, samt konduktivitetens

förhållanden till vindpackad snö.

2. Hur stor betydelse för den svenska lavinaktiviteten har bildandet av TG-kristaller? Dominerar den

svenska lavinaktiviteten av rimfrostförekomst i snötäcket? Är det svenska fjällklimatet med inslag av både

maritima väderförhållanden och kontinentala väderförhållanden idealiska för frekvent förekomst av

rimfrostbildning eller bildandet av svaga lager med TG-kristaller?

3. En fortsatt studie av Östlings teori om att omfattande lavinaktivitet inträffar med en cykel av extrema

nederbördsvintrar som styrs av förhållandet mellan Atlantens låg- och högtryck (NAO´s inflytande på

lavinaktivitet).

58

Referenser Alexandersson H, Karlström C, Larsson-McCann S (1991): Temperaturen och nederbörden i Sverige 1961 – 90, referensnormaler, SMHI Meteorologi Klimatsektionen Birkeland K. & Johnson R. (1999) : The Stuffblock snow stability test : comparability with the rutschblock, usefulness in different snow climates, and repeatability between observers, Cold regions Science and Technology vol. 30, s 115 - 123 Birkeland K., Hansen K. Brown R. (1995) : The spatial variability of snow resistance on potential avalanche slopes, Journal of Glaciology, vol 41, nr 137, s 183 - 190 Canadian Avalanche Association (2002): Observation Guidelines and recording standards for weather, snowpack and avalanches, Revelstoke, BC Canadian Avalanche Association (2003) : Trends and patterns in avalanche accidents, Avalanche Accidents in Canada Vol. 4. Chalmers T & Jamieson B (2003) : A snow-profile-based forecasting model for skier-triggered avalanches on surface hoar layers in the Columbian Mountains of Canada, Cold regions Science and Technology vol 37, s 373-383 Colbeck S (1980) : Dynamics of snow and ice masses, U.S Army Cold Regions Research and Engineering Laboratory, Hanover NH, Academic Press Colbeck S. & Jamieson B. (2001) : The formation of faceted layers above crusts, Cold regions Science and Technology vol. 33, s 247 - 252 Gray D.M & Male D.H (1981) : Handbook of snow - principles, processes, management and use, Division of Hydrology, University of Saskatechewan, Saskatoon, Canada, Pergamon Press Jamieson B : The Compression Test – after 25 years, University of Calgary Karlén W (1983) : Snö och laviner - om lavinfara, hjälpmedel, räddning m.m., Naturvårdsverkets Rapport 1655, Fjällsäkerhetsrådet Kingery W.D. (1962) : Ice and Snow – properties, processes and applications, The Massachusetts Institute of Technology, Cambridge, MA, The M.I.T. Press Kirchner H.O.K, Michot G, Schweizer J (2002) : Fracture Toughness of snow in shear and tension, Scripta Materialia vol. 46, s 425 – 429 Kozak M, Elder K, Birkeland K, Chapman P (2003) : Variability of snow layer hardness by aspect and prediction using meteorological factors , Cold regions Science and Technology vol. 37, s 357-371 Larsson S. (1974): Lavinrisken vid Nuolja, Abisko och dess inverkan på den planerade vägsträckningen Kiruna – Riksgränsen, UNGI rapport nr 34, Naturgeografiska institutionen, Uppsala Universitet Louchet F (2001) : Creep instability of the weak layer and natural slab avalanche triggerings, Cold regions Science and Technology vol. 33, s 141 - 146 McClung D & Schaerer P (1993) : The avalanche handbook, Seattle,WA, The Mountaineers McClung D & Schweizer J.(1999) : Skier triggering, snow temperatures and the stability index for dry-slab avalanche initiation, Journal of Glaciology, vol 45, nr 150, s 190 – 200

59

Mårtensson S, Heyman E, Johansson M, Norén H, Kallin K, Backlund M, (2002) : Projektering/rekognosering för aktivt lavinskydd på Nuolja, Abisko Turiststation STF AB & Banverket – Norra Banregionen, Rapport Pielmeier C & Schneebeli M (2003) : Stratigraphy and changes in hardness of snow measured by hand, ramsonde and snow micro penetrometer: a comparison with planar sections, Cold regions Science and Technology vol 37, s 393-405 Pyykönen M (2000): Lavinfarliga områden i fjällen – fallstudie med GIS i Abisko – Riksgränsen, Naturvårdsverkets Rapport 5120, Fjällsäkerhetsrådet Svenska liftanläggningars organisation (SLAO) (2003) : www.slao.se Schmacke E (1959) : Samband mellan väderlek och lavinförekomst i svenska fjäll, Meteorologiska Byrån, Sveriges Meteorologiska och Hydrologiska Institut Schweizer J (1999) : Review of dry snow slab avalanche release, Cold regions Science and Technology vol. 30, s43-57 Schweizer J & Jamieson J.B (2001) : Snow cover properties for skier triggering of avalanches, Cold regions Science and Technology vol. 33, s 207-221 Schweizer J (2001) : Snow profile interpretation for stability evaluation, Cold regions Science and Technology vol. 33, s 179-188 Schweizer J. & Camponovo C. (2002) : The temperature dependence of the effective elastic shear modulus of snow, Cold regions Science and Technology vol. 35, s 55 – 64 Shapiro L, Johnson J, Sturm M & Blaisdell G (1997) : Snow Mechanics- Rewiew of the State of Knowledge and Applications, CRREL Report 97-3 US Army Corps of Engineers, Cold Regions Research & Engineering Laboratory Stoffel M. & Bartelt P. (2003) : Modelling snow slab release using a temperature-dependent viscoelastic finite element model with weak layers, Surveys in Geophysics vol. 24, s 417-430 Theander A (2002) : Abisko Turiststation – de första hundra åren, Svenska Turistföreningen Tremper B (2001) :Staying alive in avalanche terrain ( 1:a uppl.), Seattle, WA, The Mountaineers Books Wilson A, Schweizer J, Johnston C.D., Jamieson J.B. (1999) : Effects of surface warming of a dry snowpack, Cold regions Science and Technology vol. 30, s 59 – 65 Östling M (1988) : Lavinprognoser i Sverige, Naturvårdsverkets Rapport 3500, Fjällsäkerhetsrådet

60

http://www.slao.se/

Documents

VINDENS OCH TEMPERATURENS … SCIENCES CENTRE GÖTEBORG UNIVERSITY B404 2004 VINDENS OCH TEMPERATURENS FÖRHÅLLANDE TILL LAVINAKTIVITETEN PÅ FJÄLLET NUOLJA, ABISKO Sara Sjölander