Vindens indflydelse på havet

I princippet forårsager vindpåvirkningen, at der etableres et højere tryk på små variationer i havoverfladen på den side, der vender mod vinden, end på den side, der vender bort fra den. Denne trykforskel virker som en kraft på vandoverfladen og medvirker til, at der dannes bølger, og at disse vokser i højden.

Vindskabte bølger har typisk en bølgelængde, dvs. en afstand mellem bølgeryggene, på 1-10 m i de indre danske farvande. Bølgernes højde afhænger af vindens styrke samt af den strækning hvorover, og det tidsrum hvori, vinden har påvirket havoverfladen. Der er dog en øvre grænse for størrelsen af bølgerne, og den er alene bestemt af vindens hastighed. Uanset hvor længe vinden har blæst, er der altså en øvre grænse for, hvor stor bølgehøjden kan blive (figur 3-7).

Vinden fremkalder ikke alene bølger, men forårsager også en stor turbulens i de øveste meter af vandsøjlen. De derved dannede hvirvler medvirker til den vertikale blanding i vandsøjlen, idet noget af det dybereliggende vand bliver blandet op mod overfladen.

Dermed sker der en omfordeling mellem den bevægelsesenergi, der er i hvirvlerne, og den potentielle energi, der er i vandsøjlen i form af lag med forskellig massefylde. F.eks. vil det lette overfladevand i Kattegat blive blandet ned i den øvre del af det tungere bundvand, og tilsvarende vil noget af det tungere vand blive „løftet“ op, og derved øges den potentielle energi i vandsøjlen.

„Betalingen“ for denne ændring i den potentielle energi sker i form af et tab af kinetisk energi, der tages fra turbulensen i vandet. Jo større forskel, der er mellem massefylden af vandet i det øvre og det dybereliggende lag, jo mere turbulens skal der derfor til, for at blande vandet hen over den indbyrdes skilleflade.

Denne vertikale, turbulente blandingsproces er vigtig for udvekslingen mellem overfladevand og bundvand i de indre danske farvande, der netop er kendetegnet ved en stor massefyldeforskel mellem den øvre og nedre del af vandsøjlen.

Overgangen mellem det øvre, vindblandede lag, hvor temperaturen og saliniteten er relativt konstant med dybden, og de nedre vandmasser kaldes springlaget. Springlaget ses tydeligt som et „spring“ i T eller S i et CTD-diagram (se figur A i boks 3-1). Den vertikale kurve over T og S fra overfladelaget til den dybereliggende vandmasse kaldes for henholdsvis termoklinen og haloklinen.

På samme måde som vinden er udsat for en friktion mod havoverfladen, er strømmen over bunden påvirket af en bundfriktion. Bundfriktionen kan være så stor, at der dannes et velblandet nedre lag, der i princippet modsvarer det øvre blandingslag. Tilsvarende vil T og S være forholdsvis konstante i det nedre grænselag tæt ved bunden.

Vindstuvning dannes, når vinden har blæst kraftigt i en længere periode, således at vandet bliver presset sammen i et geografisk afgrænset område. Dette vil umiddelbart medføre en højere vandstand inde ved kysten, men det kan også efterfølgende skabe problemer langt fra vindstuvningsområdet. Grunden til det er, at vandet vil begynde at bevæge sig tilbage, når vinden holder op med at blæse, og hvis området er afgrænset af land, kan der dannes en stående bølge, hvor vandet vil oscillere frem og tilbage. Dette fænomen svarer til det, der sker i et lille rektangulært kar fyldt med vand, når det langsomt løftes et par centimeter i den ene side, hvorefter det pludseligt sænkes på plads. Her vil vandet snart stå og svinge frem og tilbage som en stående bølge.

Fænomenet kan lejlighedsvis observeres i Østersøen, hvor vindstuvning fra Arkonabassinet op i Finske Bugt efterfølgende kan medføre en bølge fra den Finske Bugt til Bælthavet, der står og svinger frem og tilbage med en periode på lidt over et døgn.

I forbindelse med kraftige storme kan vandstanden stige betydeligt over normalniveauet, og dette kaldes stormflod. Stormflod optræder både ved Vesterhavskysten og i de indre danske farvande, men af forskellige årsager. Stormflod i Vadehavet optræder jævnligt i forbindelse med storme fra vest og nord, som stuver vandet op mod kysten. Dette skete f.eks. senest i forbindelse med orkanen i december måned i 1999, hvor vandstanden i Ribe blev målt til 5,5 m over det normale niveau.

En voldsom stormflod opstod i de indre danske farvande i november 1872 efter en periode med særdeles kraftig nordøstenvind. Denne storm var forårsaget af en usædvanlig type lavtryk, der bevægede sig fra øst mod vest fremfor det normale fra vest mod øst. Disse vestgående lavtryk er større og bevæger sig langsommere end de normale lavtryk. De forårsager meget kraftige østenvinde, som igen medfører, at store vandmængder bliver blæst ud af Østersøen. Den relativt lavvandede forbindelse til Nordsøen igennem Storebælt, Øresund og Lillebælt betyder, at der kun er en begrænset plads til det udstrømmende vand, og i en sådan situation kan vandstanden i de sydlige indre danske farvande stige meget på kort tid.

I 1872 blæste det i tre dage med op til 32 m per sekund med en vandstandsstigning på 2-2,5 m til følge, og de lavtliggende områder i det sydlige Danmark blev voldsomt oversvømmet (se Det danske vadehav og større landvindingsprojekter samt de følgende afsnit). Der findes mange historiske beretninger og vandstandsmærker fra stormfloden i bl.a. Køge, på de Sydfynske Øer, i Lillebælt, på Falster og på Lolland.

Værket Naturen i Danmark i fem bind udkom i årene 2006-2013. Teksten ovenfor er kapitlet Vindens indflydelse på havet.

• Forrige afsnit er Salinitet og vandstrømning i de indre danske farvande
• Næste afsnit er Fronter og indstrømningshændelser