Redaktion og opdatering af indholdet på denstoredanske.dk er indstillet pr. 24. august 2017. Artikler og andet indhold er tilgængeligt i den form, der var gældende ved redaktionens afslutning.

  • Artiklens indhold er godkendt af redaktionen

Hvordan formes kysten?

Oprindelig forfatter MBin

I kapitlet Fra bondestenalder til nutid om istidslandskabet blev det beskrevet, hvordan ismasser og smeltevand har udformet det danske landskab og i samspil med jordskorpebevægelser og havspejlsændringer efter sidste istid også har bidraget til at tegne de store træk i landets nuværende omrids, i kystlinjens form (figur 17-2).

NID-2-813.png

NID-2-814.png

NID-2-815.png

NID-2-816.png

FIGUR 17-2. Odsherred i Nordvestsjælland er et eksempel på et kystlandskab, der bærer tydelige spor af gletsjernes rolle i udformningen af de store linjer i landskabet.
A: Odsherredegnen i slutningen af sidste istid. Isen (1) rykker frem og presser bueformede randbakker(2) op langs randen. Foran dannes flodsletter af smeltevandets aflejringer (3). Stedvist rager istidsdannelser (4), som er ældre end Odsherred Fremstødet, op gennem sletten.
B: Odsherred i Stenalderhavets tid. Flodsletten og inderlavningerne (5), hvor istungerne har ligget, er dækket af havet; kun de højestliggende partier af istidslandskabet rager op som øer og halvøer.
Fotografiet er taget fra toppen af Høve Bakker mod nord over Høve Strand, Jyderup Lyng og Vig Lyng, dvs. det marine forland, der på tegning C er markeret med et 6-tal. Ill.: Jørgen Strunge efter A. Schou, 1949. Foto: A. Kielland.

Gletsjernes virke ses nogle steder meget tydeligt i kystlandskabet, f.eks. I de smukt rundede bugter og vige som Køge Bugt, Ebeltoft Vig og Kalø Vig, der oprindelig udgjorde inderlavningerne bag isranden. Eller i de vældige, fremspringende næs og odder, f.eks. Røsnæs og Knudshoved Odde, hvor isen skabte mægtige randbakker, der fortsætter som undersøiske grus- og stenrev på havbunden.

I den sydlige del af de indre danske farvande har kystlinjen generelt en meget uregelmæssig form. Her veksler småbugter og vige med næs og stejle klinter med smalle strande, og øerne er talrige; tænk blot på Det sydfynske Øhav. I denne del af landet er der sket en relativ havspejlsstigning siden Littorinahavet trængte frem i Stenalderen, som man kan læse om i afsnittet Atlantikum (figur 17-3). Stenalderens kystlinje med stenalderfolkets bopladser og affaldsdynger ligger derfor nu på havbunden. Landet drukner så at sige ved kysten, så her er det i høj grad formen af istidslandskabet, der tegner kystlinjen.

Annonce

Andre steder spiller gletsjernes virke i fortiden kun en indirekte, ringe eller slet ingen rolle som den formgivende faktor for kystens udseende. Det gælder i store dele af Nordjylland, hvor den relative landhævning har betydet, at der inden for kystlinjen findes vidtstrakte sletter af hævet havbund, modelleret af bølger og strøm. Det gælder for Skagens Odde, der siden Stenalderen er opbygget af strandaflejringer (se også boks 14-1), og det gælder for den jyske vestkyst, hvor bølger og strøm gennem årtusinder har eroderet i de gamle bakkeøer, men også skabt nyt land i form af bl.a. tangerne ved Limfjorden, Nissum Fjord og Ringkøbing Fjord, samt ikke mindst i den sydvestlige del af Jylland, hvor Vadehavsøerne og de udbredte marskdannelser er skabt af havets kræfter.

 FIGUR 17-3. I den sydlige del af landet, syd for 0-isobasen, er der siden Stenalderen sket en oversvømmelse af kystlandskabet. Med mørkegrønt er angivet bredden af det sydfynske kystlandskab, der er druknet siden Stenalderen. I dette område findes stenalderbopladserne nu på omkring 2,5 m's vanddybde. På figuren er også angivet den omtrentlige beliggenhed af 1- og 2-meter isobaserne.

FIGUR 17-3. I den sydlige del af landet, syd for 0-isobasen, er der siden Stenalderen sket en oversvømmelse af kystlandskabet. Med mørkegrønt er angivet bredden af det sydfynske kystlandskab, der er druknet siden Stenalderen. I dette område findes stenalderbopladserne nu på omkring 2,5 m's vanddybde. På figuren er også angivet den omtrentlige beliggenhed af 1- og 2-meter isobaserne.

Da det danske landskab hovedsageligt er et istidslandskab, er kysterne langt overvejende opbygget af løse sedimenter, der kan nedbrydes, transporteres og omfordeles af bølger og strøm. Hvor bølgeenergien er størst, findes også det største potentiale for at omforme kysterne.

Bølgedannelse er bl.a. betinget af vindens styrke og udstrækningen af den havoverflade, „det frie stræk“, vinden blæser over. Det er derfor ikke mærkeligt, at kyster med højt energiniveau, højenergikyster, kun udgør en beskeden del af den samlede danske kyststrækning, da der i de indre danske farvande kun er korte frie stræk. Den jyske vestkyst er en højenergikyst. Kysten ligger åben mod vest, og da Danmark ligger i et vestenvindsbælte, er det også fra de vestlige retninger, det hyppigst blæser. Den tilstødende havflade, Nordsøen, har samtidig både en udstrækning og dybde, der muliggør dannelse af store bølger.

Når bølgerne rammer en bugtet kystlinje, vil bølgeenergien være koncentreret omkring „forbjergene“, de fremspringende partier på kysten, og mindst inde i bugter og vige, hvor energien spredes ud. De fremspringende punkter eroderes, en del af materialerne transporteres langs kysten og bundfældes i vigene (figur 17-15). Resultatet er, at den bugtede kystlinje med tiden rettes ud og bliver til en udligningskyst. I det mest udviklede stadium vil kysten være orienteret vinkelret på den fremherskende bølgeretning. Den jyske vestkyst er et storskala-eksempel på en udligningskyst.

 FIGUR 17-4. Sydvestkysten af Bjørnø er næsten fuldt udlignet og fremstår, som var den trukket efter en lineal. Det er bølger, der kommer fra sydvest gennem vinkelgabet mellem Lyø og Avernakø, der former og nedbryder kystklinterne på Bjørnø. Det nedbrudte materiale fragtes med bølgestrømmen mod nordvest og sydøst, hvor materialerne indgår i opbygningen af marine forlande.

FIGUR 17-4. Sydvestkysten af Bjørnø er næsten fuldt udlignet og fremstår, som var den trukket efter en lineal. Det er bølger, der kommer fra sydvest gennem vinkelgabet mellem Lyø og Avernakø, der former og nedbryder kystklinterne på Bjørnø. Det nedbrudte materiale fragtes med bølgestrømmen mod nordvest og sydøst, hvor materialerne indgår i opbygningen af marine forlande.

Nordsjællands kyst mellem Hundested og Gilleleje er et andet eksempel. Her er kysten orienteret nordøst-sydvest, altså vinkelret på nordvest, som er den retning, hvorfra kraftige pålandsvinde hyppigst kommer. Samtidig findes der et stort frit stræk mod nordvest, i gabet mellem Djursland og Anholt. Udligningskyster findes også andre steder i de indre danske farvande, blot i meget mindre målestok, som f.eks. vestkysten af Agersø i Storebælt og sydvestkysten af Bjørnø syd for Fåborg (figur 17-4).

Generelt er kysterne i de indre danske farvande imidlertid præget af stor uregelmæssighed og af en ringe til middel grad af udvikling. Det skyldes en beskeden udstrækning af de tilstødende havflader, små vanddybder og at kysterne ofte ligger i læ for den fremherskende vindretning. Det er lavenergikyster, hvor udviklingen tager lang tid.

 FIGUR 17-5. Bølgedannelsen afhænger af vindens hastighed og varighed, størrelsen af det fri stræk og af vanddybden. Er vanddybden (d) større end bølgelængden (L), og blæser der en vind med konstant hastighed hen over havet, vil bølgen blive ved med at vokse – både i længde og højde. På lavere vanddybder vil bølgen ved friktion mod havbunden tabe en del af den energi, som overføres fra vinden. Bølgehøjden vil derfor hurtigt stabilisere sig ved en konstant værdi. I Kattegat er den gennemsnitlige bølgehøjde omkring 0,5 m, i Nordsøen omkring 1,5 m.

FIGUR 17-5. Bølgedannelsen afhænger af vindens hastighed og varighed, størrelsen af det fri stræk og af vanddybden. Er vanddybden (d) større end bølgelængden (L), og blæser der en vind med konstant hastighed hen over havet, vil bølgen blive ved med at vokse – både i længde og højde. På lavere vanddybder vil bølgen ved friktion mod havbunden tabe en del af den energi, som overføres fra vinden. Bølgehøjden vil derfor hurtigt stabilisere sig ved en konstant værdi. I Kattegat er den gennemsnitlige bølgehøjde omkring 0,5 m, i Nordsøen omkring 1,5 m.

Kort sagt blev skelettet for de store linjer i de danske kysters udseende altså skabt af isens virke, men den videre modellering, den stadige udvikling og justering af kysten er bestemt af de kræfter, der udøves af bølger og strømme. Hertil kan føjes vandstandsvariationerne, der ikke er en kraft i sig selv, men er afgørende for, i hvilken højde på kysten processerne udspiller sig.

Bølger

Bølgerne er den vigtigste energikilde bag de kystdannende processer. Bølgerne skabes, når vinden blæser hen over en havoverflade (figur 17-6). Friktionen mellem vinden og vandoverfladen medfører, at en del af vindens energi overføres til vandet. Bølgebevægelsen er den mekanisme, der fungerer som transportbånd for energiens udbredelse i vandet. Jo højere bølger, jo mere energi er der i bølgen. Bølgernes størrelse afhænger både af vindens energi (hastighed), hvor lang tid vinden blæser, størrelsen af det frie stræk og vanddybderne.

NID-2-821.png

NID-2-822.png

NID-2-823.png

FIGUR 17-7. Den måde, bølgen vil brænde på, er styret af bølgestejlheden på dybt vand og af strandplanets hældning. Afløbsbrænding forekommer på meget svagt skrånende strandplan, eller når bølgerne er af typen stormbølger, dvs. meget stejle bølger; styrtbrænding forekommer på strandplan med medium hældning eller ved dønninger; strandbrændingen forekommer på meget stejle strandplan eller ved ekstremt lave dønninger. Fra J. Nielsen og N. Nielsen, 1982.

Når bølgerne først er skabt og forplanter sig over det åbne hav, taber de kun en ubetydelig del af energien til intern friktion i vandmasserne. Men når bølgerne nærmer sig kysten, vil de på et tidspunkt mærke bund. Det sker, når de er nået ind på den vanddybde, der er halvt så stor som bølgelængden. Man kan også vende det om og sige, at havbunden uden for denne dybde ikke påvirkes af bølgerne. For de indre danske farvande, hvor især det frie stræk begrænser bølgedannelsen, sker det ved 5-6 m’s vanddybde. Ved den jyske vestkyst, der er udsat for Nordsøens væsentlig større bølger, påvirkes bunden af bølgebevægelsen ned til 15-20 m’s vanddybde.

 FIGUR 17-6. Vindbølger på forholdsvist lavt vand, under stærk storm.

FIGUR 17-6. Vindbølger på forholdsvist lavt vand, under stærk storm.

I takt med, at bølgerne løber ind på stadigt lavere vand, vil friktionen mod havbunden betyde, at bølgens hastighed og længde mindskes, samtidig med at højden vokser. Derved bliver bølgerne også stejlere. Når bølgerne når ind til den vanddybde, hvor bølgehøjden er 0,8 gange vanddybden, bryder eller brænder bølgen første gang. Det hedder også grundbrændingen (figur 17-10). Ved brændingen omsættes en del af bølgeenergien til turbulens i vandet, hvilket medfører, at sedimenter bliver hvirvlet fra havbunden op i vandmasserne og kan transporteres videre med strømmen. Efter grundbrændingen kan bølgerne gendannes, men på grund af energitabet bliver de mindre, end de var før brændingen. De nydannede bølger kan brænde igen på mindre vanddybde (figur 17-7, 17-8 og 17-9).

 FIGUR 17-8. Styrtbrænding, forårsaget af lave dønninger i fralandsvind.

FIGUR 17-8. Styrtbrænding, forårsaget af lave dønninger i fralandsvind.

Strømme

Bølgernes energi bliver også brugt til at danne strømme. Der er dels udadrettede kompensationsstrømme langs bunden, der bortleder det ophobede vand, dels bølgestrømmen, der dannes, når bølgerne falder skråt ind på kysten. Hvis kysten er uden revler, vil brænding og bølgestrøm forekomme over en bred zone. Men er der revler til stede, sker brændingen fortrinsvis ved revlerne, og her bliver bølgestrømmen særlig kraftig.

Revlerne hindrer, at vandmasserne kan løbe frit tilbage, hvorfor bølgestrømmen løber parallelt med kysten, indtil den møder et hul i revlerne, hvor vandmasserne strømmer tilbage til havet. I disse såkaldte tværløb, der også kaldes hestehuller, kan strømmen være overraskende kraftig. Er man uheldig at blive fanget i et hestehul, bør man lade sig føre med strømmen, da den mister sin styrke, så snart den er nået uden for revlerne. Herfra kan man så søge i land igen på tværs af revlerne (figur 17-11).

 FIGUR 17-9. Afløbsbrænding under kraftig pålandsvind. Drengen står på en opskylsryg, og bag ham ses strandrenden, der løber parallelt med og bag ved opskylsryggen.

FIGUR 17-9. Afløbsbrænding under kraftig pålandsvind. Drengen står på en opskylsryg, og bag ham ses strandrenden, der løber parallelt med og bag ved opskylsryggen.

Bølgestrømme, kompensationsstrømme og i Vadehavsområdet tillige tidevandsstrømme er vigtige formgivere af kysten, mens kyst- og havstrømme kun i de snævre farvande kan have en lokal virkning på selve kystlinjen. Bindet om havet, handler bl.a. om kyst- og havstrømmene.

Materialetransport

Er man vant til at færdes ved den samme kyst året rundt, har man sikkert bemærket, at stranden ændrer karakter med årstidernes skiften. I sommerperioden blæser der forholdsvis milde vinde, og derfor hersker der rolige bølgeforhold. Bølgerne er, hvad man kalder konstruktive eller opbyggende, og fører sand fra revlerne ind og op på stranden, der bliver bred. Kystprofilet bliver derved stejlt; man taler om et godtvejrs- eller sommerprofil (figur 17-12). Omvendt virker vinterhalvårets stormbølger destruktive eller nedbrydende på stranden. Sandet bringes tilbage i revlerne, som derved opnår en bølgebrydereffekt og efterlader en smal og ofte stenet strandbred. Kystprofilet bliver relativt fladt og kaldes også et storm- eller vinterprofil.

 FIGUR 17-10. Forskellige udtryk i forbindelse med bølger og bølgezoner.

FIGUR 17-10. Forskellige udtryk i forbindelse med bølger og bølgezoner.

Har man kendt den samme kyst gennem mange år, kan man se, hvordan den ændres over længere tid. Måske bliver stranden bredere, eller klinten rykker stadig tættere på sommerhuset? Muligvis er forandringerne så små, at kysten virker stabil? Enhver kyst, der er opbygget af nedbrydelige, flytbare materialer, kan nemlig med tiden udvikle et såkaldt ligevægtsprofil, hvis der ikke sker ændringer i de kystformende forhold (figur 17-13). Ligevægtsprofilet er udtryk for, at der hersker en balance mellem bølgerne og sedimenternes placering på tværs af kysten.

Sker der ændringer i forholdene, vil der gå et stykke tid, før materialerne er flyttet rundt, så en ny ligevægt kan indfinde sig. Et kystprofil, der endnu ikke har opnået ligevægtstilstanden, er enten for fladt eller for stejlt i forhold til bølgerne på stedet.

 FIGUR 17-11. Skematisk fladekort over strandbred og strandplan med tilhørende strømsystemer.

FIGUR 17-11. Skematisk fladekort over strandbred og strandplan med tilhørende strømsystemer.

 FIGUR 17-12. Kystprofilet kan variere meget gennem året. På skitsen er vist de to ydersituationer, hhv. storm-/vinterprofilet og godtvejrs-/sommerprofilet. Opskylsryggen er ofte til stede i sommerprofilet, mens den ikke ses i en storm-/vintersituationen.

FIGUR 17-12. Kystprofilet kan variere meget gennem året. På skitsen er vist de to ydersituationer, hhv. storm-/vinterprofilet og godtvejrs-/sommerprofilet. Opskylsryggen er ofte til stede i sommerprofilet, mens den ikke ses i en storm-/vintersituationen.

Er profilet for fladt, vil bølgerne transportere materiale ude fra havbunden længere ind mod land, hvorved kystlinjen rykker udad, og profilet bliver stejlere. Det kan være den situation, man oplever, når stranden over længere tid bliver bredere. Og det er også denne situation, der er basis for barrieredannelsen, som omtales senere.

NID-2-829.png

NID-2-830.png

FIGUR 17-13. Hvis udgangsprofilet – initialgradienten – er for stejl i forhold til den herskende bølgedynamik, vil der ske en erosion af den inderste del af profilet, og kystlinjen rykker ind i land. Det eroderede materiale transporteres ud på havbunden, hvor det sedimenteres på større dybde. Med tiden flader profilet ud og vil i bedste fald opnå en ligevægtsform, hvorved erosionen ophører (A). Omvendt vil der, hvis udgangsprofilet er alt for fladt, ske en sedimenttransport fra den ydre del af strandplanet ind mod land. Et stykke fra land vil bølgerne miste deres evne til at transportere sandet, som vil aflejres i en lille undersøisk ryg parallelt med kysten. I takt med at vanddybden i den ydre del af profilet øges, bliver bølgerne i stand til at transportere sedimentet længere og længere mod land, før det aflejres. Herved vil ryggen vokse i størrelse samtidig med, at den rykker stadig længere mod land. Med tiden kan ryggen udvikle sig til en egentlig barriereø, der ligger adskilt fra den gamle kystlinje af en lagune (B). Fra J. Nielsen og N. Nielsen, 1982.

I den omvendte situation, hvor profilet er for stejlt, vil bølgerne erodere inde ved selve kystlinjen og transportere materialerne ud på havbunden. Profilet bliver fladere, og kystlinjen rykker ind i landet, som det f.eks. sker i det tilfælde, hvor klinten nærmer sig sommerhuset.

 FIGUR 17-14. Bølgerefraktion er navnet for den bøjning af bølgen, der finder sted, når bølger løber ind på en retlinet kyst med et jævnt hældende strandplan. Den del af bølgen, der er nærmest land, dvs. på den mindste vanddybde, bremses mest. Det betyder, at bølgefronten svinger ind mod land, hvor den ender med at blive parallel til kystlinjen. Fænomenet illustreres tydeligt af de brydende bølger på billedet.

FIGUR 17-14. Bølgerefraktion er navnet for den bøjning af bølgen, der finder sted, når bølger løber ind på en retlinet kyst med et jævnt hældende strandplan. Den del af bølgen, der er nærmest land, dvs. på den mindste vanddybde, bremses mest. Det betyder, at bølgefronten svinger ind mod land, hvor den ender med at blive parallel til kystlinjen. Fænomenet illustreres tydeligt af de brydende bølger på billedet.

Der sker ikke kun materialetransport ud fra eller ind på kysten, dvs. på tværs af den. Der er også en langsgående materialetransport, som finder sted i opskylszonen og brændingszonen. I opskylszonen føres materialerne hen ad kysten i zigzagbevægelser, hvis bølgerne falder skråt ind på kysten. Den langsgående sedimenttransport sker på grund af den førnævnte kombination af turbulens fra brændingen, der bringer sedimentet op fra havbunden, og bølgestrømmen, der flytter sedimentet et stykke parallelt med kysten, før det atter falder til ro.

Det er sjældent, at man kun finder materialetransport i én retning. Oftest sker der en langs- og tværgående transport samtidig, selv om den ene godt kan være dominerende. Retningen af den langsgående sedimenttransport kan let ses på mange kyster. Det kan f.eks. være ved en høfde, et åudløb eller en odde (figur 17-16). Ved høfden vil stranden opstrøms være bred, fordi høfden bremser strømmen, så sandet sedimenteres. sandet vil tilsvarende mangle på den nedstrøms side af høfden, hvor der vil være erosion. Ved åmundingerne kan man se, hvordan den langsgående sedimenttransport presser åen længere ned ad kysten, før den finder et svagere sted på stranden, hvor den kan bryde igennem til havet.

Vandstandsvariationer

Vandstanden er ikke en kraft, der som bølger og strøm kan modellere kysten, men den er afgørende for, i hvilket niveau modelleringen finder sted. Ændres vandstanden, skal kysten tilpasse sig en ny situation.

 FIGUR 17-15. Når lange dønninger løber mod land, vil de allerede på stor vanddybe begynde at blive refrakteret. Det betyder, at der vil ske en koncentration af bølgeenergi omkring forbjerget A, mens der vil ske en spredning af energien inde i bugten B. Forskellen i energiniveau udlignes af en kompensationsstrøm, der løber parallelt med kysten fra forbjerget og ind i bugten. Med tiden vil der ske en udligning af kystlinjen. Forbjerget vil blive eroderet tilbage og materialerne vil blive bragt ind i bugten, hvor kystlinjen vil rykke frem.

FIGUR 17-15. Når lange dønninger løber mod land, vil de allerede på stor vanddybe begynde at blive refrakteret. Det betyder, at der vil ske en koncentration af bølgeenergi omkring forbjerget A, mens der vil ske en spredning af energien inde i bugten B. Forskellen i energiniveau udlignes af en kompensationsstrøm, der løber parallelt med kysten fra forbjerget og ind i bugten. Med tiden vil der ske en udligning af kystlinjen. Forbjerget vil blive eroderet tilbage og materialerne vil blive bragt ind i bugten, hvor kystlinjen vil rykke frem.

Nogle af vandstandsvariationerne skyldes ændringer af oceanernes totale vandvolumen. De kaldes eustatiske ændringer og omfatter bl.a. de ændringer i den totale vandmasse, der knytter sig til globale klimaskift som istider og mellemistider. Kapitlerne Klimaets naturlige variationer og Fra istid til og med jægerstenalder handler bl.a. om disse ændringer.

De eustatiske ændringer er vanskelige at måle med stor nøjagtighed. Dels skal de adskilles fra andre typer ændringer som f.eks. lodrette bevægelser af jordskorpen, de isostatiske og tektoniske bevægelser. Dels skal de måles i forhold til et fikspunkt, der med sikkerhed er stabilt gennem lang tid, og sådanne fikspunkter er uhyre sjældne. Det er først i nyere tid, hvor man med præcisionsinstrumenter kan måle havoverfladen i forhold til satellitternes positioner, at nøjagtige, absolutte målinger er blevet mulige.

For at forstå kysternes udvikling er størrelsen af de enkelte delbidrag dog mindre relevante. Ofte har det langt større betydning at kende summen af de samlede vandstands- og landjordsbevægelser, altså om havet stiger eller falder i forhold til landjorden, dvs. de relative havspejlsbevægelser samt den hastighed, hvormed nettobevægelsen finder sted. I Danmark har man registreret havspejlsdata fra 10 målesteder siden slutningen af 1800-tallet. De afspejler den kombinerede virkning af de lokale landjords- og havspejlsbevægelser (figur 17-17).

 FIGUR 17-16. Hvis der er høfder til stede på en kyst med langsgående sedimenttransport, er det let at finde ud af, hvilken retning sedimenttransporten har. En del af det sand, som bølger og strøm transporterer langs kysten, vil være fanget på høfdernes opstrøms side (luvsideakkumulation), mens der typisk mangler noget på den nedstrøms side (læsideerosion). Det viste eksempel (med sydgående materialetransport) er fra Vestkysten mellem Bovbjerg Fyr og Trans. Det samme fænomen kan iagttages ved havne eller lignende, der er anlagt på kyster med langsgående materialetransport, eksempelvis Lundeborg på Fyns østkyst, hvor der nord for havnen er bygget en dejlig bred sandstrand ud, mens der syd for havnen er udtalt mangel på løst sediment.

FIGUR 17-16. Hvis der er høfder til stede på en kyst med langsgående sedimenttransport, er det let at finde ud af, hvilken retning sedimenttransporten har. En del af det sand, som bølger og strøm transporterer langs kysten, vil være fanget på høfdernes opstrøms side (luvsideakkumulation), mens der typisk mangler noget på den nedstrøms side (læsideerosion). Det viste eksempel (med sydgående materialetransport) er fra Vestkysten mellem Bovbjerg Fyr og Trans. Det samme fænomen kan iagttages ved havne eller lignende, der er anlagt på kyster med langsgående materialetransport, eksempelvis Lundeborg på Fyns østkyst, hvor der nord for havnen er bygget en dejlig bred sandstrand ud, mens der syd for havnen er udtalt mangel på løst sediment.

Havspejlets højde er hidtil, som al anden topografisk opmåling, blevet registreret i forhold til referencefladen Dansk Normal Nul eller DNN. Referencefladens niveau er fastlagt ud fra middelværdierne for vandstandsvariationerne over en årrække i et antal danske havne. Fra og med 1. januar 2005 er det danske system dog ændret til DVR-systemet, der står for Dansk Vertikal Reference, og som baserer sig på GPS-målinger. Det nye system er indført for at undgå de fejl, der er opstået i de gamle højdeniveauer som følge af, at landet „vipper“ og en øget vandstand i verdenshavene.

Dataserier på godt og vel 100 år kan umiddelbart forekomme at være lange, men arbejder man i en geologisk tidsskala, eller er man blot interesseret i at kende vandstanden i Vikingetiden, er de ikke til megen hjælp. Så er man nødsaget til at bruge andre metoder, f.eks. dem, der er beskrevet i kapitlerne Istider og mellemistider og Fra istid til og med jægerstenalder.

Havspejlsvariationerne spænder over vide tidsskalaer, fra minutter til millioner af år. I den ene ende ligger vindstuvnings- og tidevandsfænomener. I den anden ende er det langsommelige, geologiske processer som f.eks. kontinentalpladernes vandring, der ændrer oceanvolumenet. Her vil kun et par af de vigtigste typer vandstandsændringer, som finder sted over relativt korte tidsrum, og som har en umiddelbar synlig virkning på kysten, blive omtalt.

 FIGUR 17-17. Den relative vandstandsudvikling ved 6 danske havne i det 20. århundrede. Kurverne viser 5 års glidende gennemsnit af årsmiddelværdier. Den største relative havspejsstigning er registreret i det sydvestlige Jylland, mens der i Hornbæk, frem til omkring 1980, i det store og hele har været balance mellem land- og havbevægelserne. Efter 1980 fremviser alle de afbildede stationer en netto havspejlsstigning.

FIGUR 17-17. Den relative vandstandsudvikling ved 6 danske havne i det 20. århundrede. Kurverne viser 5 års glidende gennemsnit af årsmiddelværdier. Den største relative havspejsstigning er registreret i det sydvestlige Jylland, mens der i Hornbæk, frem til omkring 1980, i det store og hele har været balance mellem land- og havbevægelserne. Efter 1980 fremviser alle de afbildede stationer en netto havspejlsstigning.

Tidevandet er den rytmiske stigning og sænkning af havoverfladen, der er betinget af Månens og solens tiltrækningskraft. I Danmark findes det største tidevand på ca. 2 m ved den sydvestlige del af Jylland, ved grænsen til Tyskland. Herfra aftager størrelsen mod nord, til omkring 1,5 m ved Blåvand. Nord for Blåvand er størrelsen så ringe, at man efter international målestok ikke regner det for tidevand. I Kattegat er tidevandsstørrelsen beskedne 30-50 cm og i den sydlige del af Øresund kun 10-15 cm.

Tidevandsstørrelsen varierer ikke blot regionalt, men også i tid. Det største tidevand indtræffer, når Månen, Solen og Jorden ligger på linje, så der „trækkes i samme retning“. Det tidspunkt, hvor planeterne står sådan, kaldes springtid og optræder med ca. 14 dages mellemrum, ved nymåne og fuldmåne. Tilsvarende optræder det modsatte, niptid, med de mindste tidevandsstørrelser, når Månen er halv.

Selv om tidevandsstørrelsen er ganske ringe i de indre danske farvande, forekommer der alligevel hyppige og ofte også store udsving i havspejlet her. I Kattegat er der f.eks. målt vandstande helt op til knap +2 m og ned til -1,5 m under Dansk Normal Nul. Disse udsving er ikke periodiske og langt overvejende fremkaldt af vindsystemerne over de tilstødende farvande Nordsøen og Østersøen i kombination med de flaskehalsproblemer, der opstår i sundet og Bælterne, når vandudvekslingen mellem de to farvande finder sted.

 FIGUR 17-18. En å, som løber det sidste stykke parallelt med og tæt på kysten, inden den munder ud i havet, viser med samme tydelighed, hvilken retning den langsgående sedimenttransport har. Eksemplet er fra Sydøstjylland, syd for Årøsund, hvor udløbet fra Bankel Nor er forlagt i nordlig retning. Målestoksforhold ca. 1:133.000.

FIGUR 17-18. En å, som løber det sidste stykke parallelt med og tæt på kysten, inden den munder ud i havet, viser med samme tydelighed, hvilken retning den langsgående sedimenttransport har. Eksemplet er fra Sydøstjylland, syd for Årøsund, hvor udløbet fra Bankel Nor er forlagt i nordlig retning. Målestoksforhold ca. 1:133.000.

Et relativt hyppigt vindstuvningsfænomen er følgende: Kraftig vind fra vestlige retninger fører til opstuvning og høj vandstand ved Jyllands vestkyst og Sveriges Kattegatkyst, men til fralandsvind og ganske kortvarig, lav vandstand ved Jyllands Kattegatkyst. Er vestenvinden vedvarende kraftig, vil hele Kattegatområdet imidlertid blive „fyldt op“, hurtigere end vandet kan nå at trænge sydpå gennem de snævre farvande. Der vil således optræde en situation med fralandsvind og høj vandstand langs Jyllands Kattegatkyst.

Holder denne vindsituation sig gennem længere tid, i adskillige døgn, vil der efterhånden være presset meget vand fra Kattegat til Østersøen. Når vinden holder op med at blæse, eller endnu værre går om i øst, vil der ske en meget hurtig vandstandsstigning i den sydvestlige del af Østersøen, indtil vandet atter har passeret de snævre farvande og er returneret til Nordsøen.

Vandstandsforskellene mellem Nordsøen/Kattegat og Østersøen kan yderligere forøges ved forskelle i lufttrykket, idet et højtryk vil presse vandoverfladen ned, og omvendt ved et lavtryk. En ekstrem udvikling af en situation som ovenstående skabte „århundredets stormflod“ i den sydvestlige del af Østersøen i 1872.

 FIGUR 17-19. Hele landet var natten til søndag d. 30. januar 2000 præget af blæst med op til orkanstyrke. Her ses Løgstør fra Jernbanegade.

FIGUR 17-19. Hele landet var natten til søndag d. 30. januar 2000 præget af blæst med op til orkanstyrke. Her ses Løgstør fra Jernbanegade.

Langt oftere hører man dog varsler om forhøjet vandstand ved den jyske vestkyst, særligt de lavvandede områder i Vadehavet. Hvert område har sit eget varslingskriterium; f.eks. varsles der ved Esbjerg, når der er udsigt til, at vandstanden vil nå op over 2,5 m over normal vandstand. Vadehavsområdet er specielt udsat, når vindstuvning og højvande indtræffer samtidig og skaber stormflod.

Inden for den periode, hvor man systematisk har registreret vandstanden, har stormflodssituationer optrådt hyppigst i løbet af de sidste årtier (figur 17-19). En af de værste stormfloder i nyere tid fandt sted i november 1981, hvor vandstanden ved Esbjerg nåede godt 4,3 m over det normale. Esbjerg Havn blev totalt oversvømmet, og der skete omfattende skader. Under orkanen 3. december 1999, hvor vandstanden ved Ribe nåede helt op på godt 5 m over daglig vande, gik det bl.a. hårdt ud over Rømø. Heldigvis passerede orkanen ikke området samtidig med højvandet – det ville formentlig have haft katastrofale konsekvenser for store dele af kysten i regionen.

Referér til denne tekst ved at skrive:
Merete Binderup: Hvordan formes kysten? i Naturen i Danmark, Fenchel, Larsen, Vestergaard, Friis Møller og Sand-Jensen (red.), 2006-13, Gyldendal. Hentet 14. november 2019 fra http://denstoredanske.dk/index.php?sideId=483843

Teksten indgår i værket Naturen i Danmark, der består af 5 bind. I værket beskrives dyr og planter i Danmarks vandløb, have, skove og åbne landskaber. Læs om værket på gyldendal.dk