Morfologie van Vlieland

Morfologie van Vlieland

Morfologie van Vlieland Edwin Elias 1230043-008 Deltares, 2016, B

Deltares Titel Morfologie van Vlieland Opdrachtgever Rijkswaterstaat WVL Project 1230043-008 Kenmerk Pagina's 1230043-008-ZKS-0001 67 Trefwoorden Beheerbibliotheek, kustvak Vlieland, Morfologische ontwikkeling, Beheer en onderhoud Kust. Samenvatting Als onderdeel van KPP B&O Kust, deelproject Uitwisseling getijbekkens & Morfodynamiek eilandkoppen worden morfologische analyses van het kustsysteem gemaakt. Een belangrijk onderdeel van deze analyse vormt de toetsing en aanvulling van bestaande inzichten en kennis door analyse van de JarKus en Vaklodingen datasets. In deze rapportage worden de morfologische veranderingen van het kustsysteem rond Vlieland beschouwd. Vlieland is ingesloten door de zeegaten Eierlandse Gat aan de zuidkant en het zeegat van het Vlie aan de noordkant. Het eiland Vlieland behoort, gemeten door het aantal strandhoofden per km, tot de zwaarst verdedigde stukjes kust van Nederland. Eigenlijk bestaat het eiland uit twee delen: in het zuidelijke deel kan de natuurlijke dynamiek vrijwel ongestoord plaatsvinden op de grootte strandvlakte "de Vliehors". Hier vind geen kustlijnhandhaving plaats en is er geen BasisKustlijn gedefinieerd. Ingrepen zijn hier ook niet nodig. De aanlanding van platen en banken vanuit de buitendelta van het aangrenzende Eierlandse Gat hebben ervoor gezorgd dat de Vliehors zich sinds 1965 sterk heeft uitgebreid. Het centrale deel van het eiland is vrijwel geheel beschermd door strandhoofden, waarvan de meeste in de periode 1854-1885 zijn aangelegd. De al eeuwen durende, grote kustachteruitgang van Vlieland lijkt na aanleg van de strandhoofden te zijn gestopt, of in ieder geval sterk vertraagd. Doorgaande erosie vond wel plaats aan de noordoostzijde van Vlieland, waar het eiland onder invloed staat van de getijgeulen Vliesloot en Zuiderstortemelk. Recente kustverdedigingsmaatregelen aangelegd in 1995 zorgen ervoor dat ook dit stukje kust, met een geringe suppletie inspanning, in stand gehouden kan worden. Versie Datum Auteur Paraaf Review paraaf Goedkeuring ~a\-aafi 1.0 15 Dec Dr. ir. E.P.L. $ Dr. L (Bert) III \/ Drs. F.M.J. 2016 Elias van der Valk IIl I Hoozemans Status definitief Morfologie van Vlieland

Inhoud 1 Inleiding 1 2 Beschrijving van het grootschalig morfologisch systeem 3 2.1 Algemene Gebiedsbeschrijving 4 2.2 Grootschalige morfologie 5 2.3 Het Eierlandse Gat 9 2.3.1 Ligging van platen en geulen 9 2.3.2 Beschrijving van de morfologische ontwikkelingen (1796 2014) 10 2.4 Ontwikkeling van het Zeegat van het Vlie 14 2.4.1 Ligging van platen en geulen. 14 2.4.2 Opgetreden morfologische ontwikkelingen (1925 2014) 15 2.5 Eilandkust van Vlieland 22 3 Beheer en Onderhoud 27 3.1 Inleiding 27 3.2 Samenvatting van de Kustlijnkaarten 27 3.3 Suppletieoverzicht 31 3.4 Strekdammen langs de centrale eilandkust 35 3.5 Kustverdediging van Noordoost Vlieland 37 4 Detailanalyse van het recente en kustgedrag 39 4.1 Inleiding 39 4.2 Kustlijnontwikkeling van de kop van de Vliehors 40 4.3 Kustlijnontwikkeling van de centrale eilandkust 46 4.4 Kustlijnontwikkeling Noordoostzijde van Vlieland 56 5 Synthese: Morfologische gedrag en kenmerken 62 6 Literatuur 65 Morfologie van Vlieland i

1 Inleiding In deze rapportage worden de morfologische veranderingen van het kustsysteem rond Vlieland beschouwd (Fig. 1.1). In Hoofdstuk 2 word een algemene gebiedsbeschrijving aan de hand van de beschikbare bodemopnamen van het eiland Vlieland en de naastgelegen zeegaten (Eierlandse Gat en Zeegat van het Vlie) gegeven. Hoofdstuk 3 behandelt het beheer en onderhoud van de kust, waarbij de suppleties langs de eilandkust en de kustverdediging van Noordoost Vlieland in detail worden uitgewerkt. In hoofdstuk 4 worden de morfologische veranderingen van de centrale eilandkust, de Vliehors en Noordoost Vlieland in meer detail beschreven aan de hand van de JarKus metingen en de daaruit afgeleide strandlijnen en MKL posities. Een samenvatting van de verkregen inzichten en de conclusies word gepresenteerd in Hoofdstuk 5. Figuur 1.1 Quasi 3D impressie van het eiland Vlieland, dat ingesloten is door het Eierlandse Gat (rechts) en het Zeegat van het Vlie (links).bodemligging gebaseerd op 2010-2011 Vaklodingen. Morfologie van Vlieland 1

2 Beschrijving van het grootschalig morfologisch systeem Dit hoofdstuk beschrijft de algemene kenmerken van de morfologie rond Vlieland. De eerste paragraaf (Par. 2.1) geeft een beknopt overzicht van het totale systeem dat gevormd wordt door het eiland Vlieland en de twee naastgelegen zeegaten: Eierlandse Gat en Zeegat van het Vlie. In Par. 2.2 en 2.3 wordt voor respectievelijk het zuidelijk gelegen Eierlandse Gat en het noordelijk gelegen Zeegat van het Vlie, dat ook wel Terschellinger Zeegat word genoemd, beschrijvingen gegeven van de ligging van de platen en geulen en de opgetreden morfologische ontwikkelingen. Het overzicht van de zeegaten is overgenomen (en waar nodig ge-update) uit respectievelijk de Beheerbibliotheek Texel en Beheerbibliotheek Ameland. Par. 2.5 geeft een algemene beschrijving van de centrale eilandkust. Figuur 2.1 Overzichtskaart van Vlieland en aangrenzende zeegaten. Gebaseerd op 2010-2011 Vaklodingen. 3

2.1 Algemene Gebiedsbeschrijving 1 Vlieland (kustvak 5) is vanuit het westen het tweede Waddeneiland, gelegen tussen de eilanden Texel en Terschelling, zie Figuur 2.1. Het eiland is het kleinste bewoonde Waddeneiland met een oppervlakte van 39 km 2 en 1072 inwoners (1 april 2016, bron: CBS) die voornamelijk wonen in het enige dorp op het eiland, Oost-Vlieland. Het eiland is sinds de Tweede Wereldoorlog onderdeel van de provincie Friesland. Met uitzondering van de aan de noordoostzijde gelegen woonkern bestaat het eiland vrijwel geheel uit natuurgebied, zoals duinen, bos en strand (zie Figuur 2.1). Ongeveer 300 hectare van het duingebied is bebost, verder is alles duin. Het Vuurboetsduin, met een hoogte van 36 meter, is het hoogste duin binnen het Waddengebied. Op dit duin staat ook een kleine vuurtoren. De bossen op Vlieland zijn niet natuurlijk. Ze zijn aan het begin van de 20e eeuw als dennenbossen aangeplant om de verstuiving van het duinzand tegen te gaan. De twee grootste natuurgebieden zijn de Vliehors en de Kroon s Polders (zie 2 en 3 in Figuur 2.1). De grote zandvlakte Vliehors beslaat de gehele zuidpunt van het eiland en fungeert tevens als militair oefenterrein. De Vliehors is vooral van belang als hoogwatervluchtplaats en broedplaats van wadvogels zoals meeuwen, scholeksters, wulpen, strandplevieren, bontbekplevieren en verschillende soorten sterns. Ook vormt vooral de punt van de Hors een rustplaats voor zowel gewone als grijze zeehonden. Een ander kenmerkend gebied zijn de Kroon s Polders. Deze werden in het begin van de 20 ste eeuw (1905-1922) aangelegd door de bouw van een serie stuifdijken op de voormalige Vliehors. Het doel van deze stuifdijken was om te voorkomen dat de Vliehors zou doorbreken en hierdoor afgescheiden zou raken van Vlieland. Zo ontstonden vier polders die vergroenden. Eerst waren deze polder nog bedoeld voor de veeteelt, maar tegenwoordig zijn ze natuurgebied en een belangrijk gebied voor planten, broedvogels en trekvogels op Vlieland. 1 Deze paragraaf is gebaseerd op informatie van http://www.ecomare.nl/ecomare-encyclopedie/gebieden/waddengebied /nederlands-waddengebied/vlieland/ en https://nl.wikipedia.org/wiki/vlieland 4 Morfologie van Vlieland

2.2 Grootschalige morfologie Het eiland Vlieland behoort, gemeten naar het aantal strandhoofden per km, tot de zwaarst verdedigde stukjes kust van Nederland. Eigenlijk bestaat het eiland uit twee delen: in het zuidwestelijke deel kan de natuurlijke dynamiek vrijwel ongestoord plaatsvinden op de grote strandvlakte de Vliehors. Hier vindt geen kustlijnhandhaving plaats en is er geen BasisKustlijn gedefinieerd. Ingrepen zijn hier ook niet nodig. De aanlanding van platen en banken vanuit de buitendelta van het aangrenzende Eierlandse Gat hebben ervoor gezorgd dat de Vliehors over de jaren heen is gegroeid en dat de kust zeewaarts is uitgebreid. Het centrale deel van het eiland is vrijwel geheel beschermd door strandhoofden, waarvan de meeste in de periode 1854-1885 zijn aangelegd. De al eeuwen durende, grote kustachteruitgang van Vlieland lijkt na aanleg van de strandhoofden te zijn gestopt, of in ieder geval sterk vertraagd. Doorgaande erosie vond wel plaats aan de noordoostzijde van Vlieland, waar het eiland onder invloed staat van de getijgeulen Vliesloot en Zuiderstortemelk. Recente kustverdedigingsmaatregelen, aangelegd in 1995, zorgen ervoor dat tegenwoordig ook dit stukje kust met een geringe suppletie-inspanning stabiel blijft. De lange-termijn tijdreeksen van de strandlijnen geven deze ontwikkeling goed weer. In Figuur 2.2 zijn voor een beperkt aantal profielen zijn over lange tijd de lijnen van gemiddeld hoogwater (MHW), gemiddeld laagwater (MLW) en de duinvoet (DF) weergegeven. Uit het verloop van de strandlijnen door de tijd kan geconcludeerd worden dat de kust over de gehele periode achteruit is gegaan. Wel treedt er herstel op van bijvoorbeeld de Vliehors. Eerdere studies, zoals die van Walhout (1998) zie Figuur 2.3, geven aan dat dit herstel misschien tijdelijk is. In deze studie wordt over de werking van de strekdammen geconcludeerd dat na aanleg van de strandhoofden de erosie over het algemeen sterk is afgenomen. Deze conclusie wordt ook door Rakhorst (1984) getrokken (zie Par. 0). Figuur 2.2 en Figuur 2.3 geven een representatief beeld van de grootschalige kustlijn dynamiek. Figuur 2.3 is overgenomen uit Walhout (1998) omdat deze is aangevuld met historische data en daardoor een beeld geeft van het effect van de strandhoofden op de morfologische veranderingen. Uit deze figuren volgt dat in de periode 1690-1790 er een landwaartse verplaatsing van de gehele kust plaatsvond. Deze verplaatsing was het grootst bij de Vliehors (rond km.35) en langs de noordoostpunt van Vlieland (km. 52-53). Bij de Vliehors wisselen perioden van zeewaartse en landwaartse verplaatsing elkaar af met een periode van ongeveer 60-120 jaar. In het gebied tussen km.25 en 40 blijven deze fluctuaties goed zichtbaar en geven hiermee een goed beeld van de verplaatsing van de eerder beschreven zandgolven. Raaien 3600 en 3800 (Figuur 2.2) geven hier, aan de hand van de verplaatsingen van GLW en GHW sinds 1860, een wat gedetailleerder beeld van. De kustlijn in raai 3600 trekt zich tussen 1890 en 1930 bijna 800 m terug maar herstelt zich daarna weer, met uitzondering van een kleinere fluctuatie rond 1940-1950. Deze positie blijft sinds 1970-1980 eigenlijk zeer stabiel aanwezig. De periodes van maximale teruggang en stabilisatie vallen in raai 3800 wat later dan in raai 3600; ook dit illustreert de horizontale zandgolfbeweging langs de kust. In het centrale gedeelte van het eiland (km. 41-47) is er beduidend minder dynamiek. Hier verplaatst de kust sterk landwaarts tot ongeveer 1850 en vertoont een kleinere landwaartse verplaatsing tot 1980. De strandhoofden zijn hier in de periode 1862 t/m 1865 aangebracht. Dit is duidelijk te zien in de knip in de grafiek van Figuur 2.3; voor die tijd was de erosiesnelheid aanzienlijk groter. De strandhoofden hebben in dit strandvak de erosie echter niet volledig gestopt. Bij de raaien 4395 en 4500 zijn de kustlijnen in de periode 1858 tot 1995 5

ca. 150 m in landwaartse richting verplaatst. Vanaf km.47 is de kust sinds 1990-1920 eigenlijk vrij stabiel. Deze stabiele ligging van de kustlijn zien we tot km.52. Hierbij moet opgemerkt worden dat we tussen km.47 en 52 al invloed van de buitendelta van het Vlie beginnen te zien. Bij de raaien 4898 en 5005 zijn de strandhoofden in 1876 en 1880 aangelegd. Na de aanleg volgt een stabiele periode. Sinds ca. 1920 gaat de kust hier juist naar voren. Aan de noordoostzijde van Vlieland (km. 52 54) observeren we weer een veel grotere kustachteruitgang vergeleken met het centrale deel van de kust. Tot 1930 schrijdt hier de kustlijn sterk terug. De erosie in de periode 1900-1920 is gerelateerd aan het opdringen van de Vliesloot, die zich dicht onder de kust bevindt. Sinds de aanleg van de dammen, met name dam 63 in 1923, is de ligging van de geul gefixeerd tussen deze dam en het havenhoofd. Door de recente aanleg van dammen en stroomkribben en door het herhaald uitvoeren van (kleinschalige) suppleties is de kustlijn hier te handhaven (zie Par. 4.4 voor details). 6 Morfologie van Vlieland

Raai 3516 Raai 3600 Raai 3700 Raai 3800 Raai 4000 Raai 4187 Raai 4293 Raai 4500 Raai 4591 Raai 4700 Raai 4898 Raai 5005 Raai 5095 Raai 5200 Raai 5374 Figuur 2.2 : Overzicht van de posities van hoogwater (HW), laagwater (LW) en duinvoet (DF) voor geselecteerde profielen over de periode 1850-2015. 7

Figuur 2.3 :Verloop van de Gemiddeld Laag Waterlijn over de periode 1690-1995 (uit: Walhout, 1998). 8 Morfologie van Vlieland

2.3 Het Eierlandse Gat 2.3.1 Ligging van platen en geulen De staart van het eiland Texel wordt nog steeds Eierland genoemd en vormt de zuidelijke begrenzing van het zeegat Eierlandse gat. Aan de noordkant is het zeegat begrensd door de Vliehors. Een recente bodem, gebaseerd op vaklodingen uit 2011, geeft de huidige karakteristieken van dit zeegat goed weer (Figuur 2.4). Het zeegat bestaat, in de keel, uit twee min of meer gescheiden hoofdgeulen: het Engelmansgat [1] en het Robbengat [2]. Deze geulen worden gescheiden door een ondiepe drempel. Het Engelmansgat heeft een noordelijke ligging en sluit rechtstreeks aan op de geul Keteldiep in het bekken en een kleinere geul langs Vlieland genaamd Geul onder de Vliehors [4]. Langs de kust van Texel ligt het Robbengat [2], deze gaat in het bekken over in het Vogelzwin [5]. Het Robbengat heeft een maximale diepte van ongeveer 15 meter bij de bolwerken Eierland en Robbengat. In zeewaartse richting wordt de diepte van de geul kleiner en waaiert de geul uit over de zuidelijke buitendelta in een serie kleinere geultjes gescheiden door banken. De bepaling van de omvang en het volume van de buitendelta is niet triviaal. Rekenen we Vliehors tot de buitendelta, dan bevindt het grootste zandvolume zich ten noorden van het Engelmansgat. Rekenen we de Vliehors juist bij het eiland Vlieland, dan bevindt het merendeel van het buiten-deltavolume zich in het zuidelijke deel. Figuur 2.4: Overzicht van de belangrijkste geulen en platen in het Eierlandse Gat (de onderliggende bodem is representatief voor 2010/2011). 9

De noordwestpunt van Texel wordt beschermd door de Eierlandse dam (1995), zie (a) in Figuur 2.4, de bolwerken Eierland en Robbengat en vele strekdammen. Deze constructies zijn slechts gedeeltelijk te zien omdat ze momenteel worden bedekt door een breed strand. Dit strand is mede het resultaat van het invangen van zand door de Eierlandse dam; een 800 meter lange dam haaks op de kust (zie [a] in Figuur 2.4). In de Beheerbiblioteek Texel (Elias et al., 2015) worden deze verdedigingswerken in meer detail beschreven. 2.3.2 Beschrijving van de morfologische ontwikkelingen (1796 2014) In het Eierlandse Gat hebben door de eeuwen heen grootschalige morfologische veranderingen plaats gevonden. Figuur 2.5 t/m Figuur 2.7 vatten deze veranderingen over de laatste 2 eeuwen samen. In Figuur 2.6 is te zien dat rond 1852 de twee hoofdgeulen op de buitendelta sterk gekromd naar het zuidwesten lagen. Het Engelsmangat lag hierbij langs de Vliehors en iets zuidelijker volgde het Eierlandse gat de kustlijn van Eierland (Texel). Beide geulen maakten verbinding met een eigen noordelijk en zuidelijk gelegen geulenstelsel in de Waddenzee. Tussen 1864 en 1886 treden er dan aanzienlijke veranderingen op. In het bekken verliest het Engelsmansgat de verbinding met het achterliggende, noordelijke geulenstelsel, dit verondiept dan ook sterk. Op de buitendelta draait de uitstroom van het Engelsmangat van een zuidwestelijke naar een west-noordwestelijke richting. In het zuidelijke gedeelte van het zeegat blijft het geulenstelsel in het bekken juist goed behouden, maar het Eierlandse Gat is rond 1886 echter al niet meer als een duidelijke geul in de bodem te onderscheiden (zie Schoorl, 1999 voor historische reconstructies). Aan de noordzijde van deze geulen lag een groot plaatoppervlak de Buiten Gronden; al in deze oude kaarten is het belang van de buitendelta van het Eierlandse Gat voor de Vliehors duidelijk zichtbaar. Met het draaien van het Engelsmangat zijn ook deze banken naar de kust toe verplaatst en tussen 1886 en 1902 is al de aanlanding van het platenoppervlak met de Vliehors te volgen. In de recente, digitaal beschikbare metingen (Figuur 2.7), is het geulenstelsel sinds 1926 ook duidelijk veranderd. Door de vele menselijke ingrepen zoals het verbinden van de eilanden, de aanleg van de bolwerken, maar ook de afsluiting van de Zuiderzee is het moeilijk om aan te geven of de waargenomen veranderingen nu ook daadwerkelijk het natuurlijke gedrag weergeven. Tot ongeveer 1975 was er één dominante geul (het Engelmansgat) op de buitendelta (zie ook Joustra,1971 en Endema,1978). Deze geul stond in directe verbinding met de 2 geulen in het bekken. De geul het Vogelzwin, gelegen langs de noordzijde van Texel, was hierbij duidelijk groter dan het Keteldiep. Tot de aanleg van de bolwerken Robbengat (1948) en Eierlandsgat (1956) verschoof het Vogelzwin landwaarts en sindsdien blijft de geul tegen het eiland aanliggen. Vanaf ruwweg 1975 vormt er zich een ondiepe drempel (-5 meter NAP) tussen het Engelsmangat en het Robbengat. Het Engelmansgat maakt nu eigenlijk alleen een directe verbinding met het Keteldiep in het bekken. Het Robbengat waaiert zeewaarts uit langs de bolwerken en de Eierlandse dam. In het Robbengat ontwikkelt zich een geullangse bank, die het Robbengat eigenlijk in tweeën splits (zie situatie in 1987). Deze bank migreert langzaam noordoostwaarts en is in 2011 vrijwel verheeld met de Hengst. Het is aannemelijk dat het zuidelijke van de geul vloeddominant is (deze sluit aan op de vloedgeul op de buitendelta), terwijl de noordelijke geul een ebdominantie vertoont. Relatief grote veranderingen treden op tussen 1993 en 1996 langs de kop van Eierland door de vorming van een relatief diepe geul. Deze geul is niet natuurlijk gevormd werd, maar werd geïnitieerd door het baggeren van een kunstmatige ontgrondingskuil voor de Eierlandse dam. Deze kuil werd initieel iets dieper, wat bezinkstukken aan de kop van de dam nodig maakte, maar verzandde in de volgende jaren (duidelijk te zien in de data van 2003-2011). Het is mogelijk dat het ontstaan van een diepere geul langs eilandkop een periodiek gedrag is. Het is alleen nog te vroeg om dit met zekerheid te kunnen vaststellen. Als de geul langs de 10 Morfologie van Vlieland

Eierlandse dam zich terug ontwikkelt, kan dit gevolgen hebben voor de kop van de dam, maar ook voor de zandtransporten langs het kustvak. De toekomstige ontwikkelingen dienen daarom goed gevolgd te worden. Ook het aanlanden van banken op de aan de noordzijde van het zeegat gelegen Vliehors is in Figuur 2.7 goed te volgen. Zo ligt er in de bodem van 1981 een maanvormige bank voor de zuidwest punt van de Vliehors. Deze bank ligt in 1987 al vrijwel tegen de kust aan. In 1993 is er een kleine zandhaak ontstaan, waarvan de top in 1996 weer aansluit op de Vliehors. Een soortgelijke ontwikkeling, iets kleiner in grootte is ook in 2000-2006 te volgen. Als gevolg van deze aanlandingen bouwt de kop van de Vliehors verder uit (zie Par. 4.2). Vooral aan de zuidoostkant lijkt dit het achterliggende geulenstelsel (Geul onder de Vliehors) op te vullen met sediment en neemt de diepte hier sterk af. Een schatting van de volumeveranderingen sinds 1926 is gegeven in Elias et al. (2012). Sinds 1935 hebben zowel de buitendelta als het bekken zand verloren (Figuur 2.5). Deze verliezen worden berekend op respectievelijk 23 en 27 miljoen m 3. Als reden voor deze veranderingen worden de veranderingen in hydrodynamica ten gevolge van de Afsluiting van de Zuiderzee genoemd. Voor aanvullende analyses van de volumeontwikkeling wordt verwezen naar de BeheerBibliotheek Texel (Elias et al., 2015). Inlet Coast (2) (million m 3 ) Ebb-tidal deltas (million m 3 ) Basins (million m 3 ) 1990 2005 1990 1935-1990- 2005 1935-1935- 1990 1990-2005 1935-2005 1935-1990- 2005 1935-2005 ELD -30.5-46.8-77.3-10.4-12.7-23.0-24.4-2.7-27.1 Figuur 2.5 : Overzicht van de sedimentatie-erosie volumes voor het Eierlandse Gat (uit Elias et al. 2012). 11

Figuur 2.6 Ontwikkeling van het Eierlandse Gat over de periode 1926 2014. Uit Rapport Vlieland. Rijkswaterstaat Directie N-Holland, Arr. Hoorn (1946). 12 Morfologie van Vlieland

Figuur 2.7 Ontwikkeling van het Eierlandse Gat 1926 2014 13

2.4 Ontwikkeling van het Zeegat van het Vlie 2 2.4.1 Ligging van platen en geulen. Figuur 2.8 Overzicht van de belangrijkste geulen en platen in het Zeegat van het Vlie (de weergegeven bodem is representatief voor 2010/2011) De grootste geul in het Zeegat van het Vlie is de Vliestroom (Figuur 2.8, [8]). Deze geul heeft een NW ZO oriëntatie. Op de buitendelta bevinden zich twee nevengeulen, Zuiderstortemelk [7] en Boomkensdiep [9], die zich langs de aanliggende eilandkoppen van Vlieland en Terschelling uitstrekken. Het Boomkensdiep gaat aan de binnenzijde over in het Schuitengat [11]. Het Schuitengat wordt door een ondiepe zandplaat gescheiden van de Vliestroom. Dit is ook de reden dat deze geul sinds 1996 niet meer de toegangsgeul tot de haven van Terschelling vormt. De toegang tot de haven verloopt via de Slenk [12]. In het bekken splitst de Vliestroom zich in een zuidelijke tak (Vliestroom) en een noordelijke tak (Westmeep [15] 2 Overgenomen uit onderbouwende morfologische analyse van de BeheerBibliotheek Terschelling (Elias, Vergouwen en van Oeveren, 2015). 14 Morfologie van Vlieland

en Noordmeep [14]). Deze twee geulenstelsels worden gescheiden door de platengebieden Griend [17] en Grienderwaard [16]. Aan de zuidoostkant van Vlieland, tussen het eiland en de Vliestroom, bevindt zich een grote plaat genaamd Richel [5]. De twee kleine geulen Vliesloot [6] en Vlielanderbalg [6] bevinden zich tussen Richel en Vlieland en vormen de toegang tot de haven van Oost-Vlieland. De geulen Vliesloot en Zuiderstortemelk bepalen in grote mate de kustlijnontwikkeling aan de noordoostpunt van Vlieland (zie o.a. Steyaert et al., 1994). De Vliesloot heeft zich in de afgelopen 2 eeuwen ingegraven in keileemlagen en is daardoor eigenlijk vrij stabiel in ligging. Steyaert et al. (1994) geven aan dat de Vliesloot een eb-gedomineerde geul is met hoge stroomsnelheden dicht onder de kust. Aan de oostzijde van de Vliesloot ontwikkelt zich cyclisch een vloedgeul. Deze bocht in de loop van de tijd uit naar het oosten waardoor een ondiepte tussen de eigenlijke Vliesloot en deze geul ontstaat. Op het moment dat de uitbochting te groot wordt verzandt deze vloedgeul en ontwikkelt zich vanuit de Vliesloot een nieuwe vloedgeul. Een tweede interessante observatie uit deze studie is het belang van de ebdominantie van de Vliesloot voor de kustontwikkeling van de oostpunt van Vlieland. Zand dat door de waterstroming of golfwerking van dit kustgedeelte in de Vliestroom terechtkomt wordt door de sterke eb stroming naar de buitendelta getransporteerd. Omdat de ebstroom zoveel sterker is dan de vloedstroom wordt zand, dat tijdens de vloed vanuit de kust naar dit gebied wordt aangevoerd gedurende de eb onmiddellijk weer naar de buitendelta afgevoerd. Het omgekeerde is het geval met het zandtransport in de zich ten oosten van de Vliesloot ontwikkelende vloedgeulen. Omdat de vloedstroom hier dominant is wordt vanuit de kust aangevoerd zand in de richting van de Richel niet meer afgevoerd met de eb. Dit in de richting van de Richel aangevoerde zand zorgt voor de opbouw van de noordkant van de Richel. Doordat wel zand van het kustgedeelte tussen het laatste strandhoofd en de havenhoofden door de eb stroming wordt afgevoerd en er hier geen aanvoer van zand is verplaatst de zeereep zich landwaarts. In de laatste 20 jaar zijn er verschillende maatregelen genomen om de kusterosie van noordoost Vlieland tegen te gaan. Zo zijn zandaanvullingen gepleegd, paalrijen vanaf de duinvoet tot voorbij de laagwaterlijn geplaatst en is de duinvoet afgedekt met stortsteen. Deze maatregelen bleken niet afdoende, maar met de constructie van een strandhoofd en strekdam in 1995 en het aanbrengen van kleine suppleties lijkt de kust de laatste jaren wel stabiel gehouden te kunnen worden (zie Par. 4.4 voor details). De buitendelta heeft een omvang van ongeveer 8 km.in zeewaartse richting en 22 km.in langsrichting. Het merendeel van het plaatoppervlak en volume bevindt zich ten noorden van de Vliestroom in de Noordwestgronden [2] die zich ver langs de kust van Vlieland uitstrekken. Op de plaat zijn verschillende kleinere platen te onderscheiden die zich in noordoostelijke richting verplaatsen. Het zuidelijke gedeelte van de buitendelta is relatief diep. 2.4.2 Opgetreden morfologische ontwikkelingen (1925 2014) Figuur 2.9 en Figuur 2.10 geven een overzicht van de bodemligging van het Zeegat van het Vlie over de periode 1831 tot 2010. Voor de ontwikkeling van Vlieland zijn het vooral de geulen Vliestroom en het Zuiderstortemelk die hier van belang zijn. In de studie van Pluim en Misdorp (1988) word geconstateerd dat de veranderingen van de kustlijn van Oost-Vlieland ook in verband gebracht kunnen worden met de veranderingen in de stroomrichting van de Vliesloot. Zo bestaat er een sterke correlatie tussen de stroomrichting van de Vliesloot en de ligging van de GLW-lijn van de oostpunt van Vlieland. Stroomt de Vliesloot van west naar oost, dan vindt er groei plaats van Oost-Vlieland. Kijk bijvoorbeeld naar de periode 1866-1933 in Figuur 2.9. Stroomt de Vliesloot van Zuid naar Noord, dan geeft dit juist erosie. Naast deze afwisseling in de geulrichting varieert ook de wijze van uitmonding van de Vliesloot. Tijdens 15

perioden van groei van Oost-Vlieland mondt de Vliesloot uit in de Vliestroom, tijdens periodes van terugtrekking mond deze uit in het Zuiderstortemelk. Pluim en Misdorp concluderen ook dat naast het Zuiderstortemelk, ook de Vliestroom en West-Terschelling van belang zijn voor de ontwikkeling van Oost-Vlieland. De sterke groei van Oost-Vlieland in de 19 e eeuw valt samen met een sterke uitbreiding van West Terschelling. Dit resulteert in een vernauwing van het zeegat en een verdieping van de Vliestroom. Deze verdieping zet zich ook in de 20-ste eeuw door. Naast een verdieping verplaatst het centrale deel van de Vliestroom zich circa 2 km.noordoostwaarts gedurende de 19-de eeuw, maar vertraagt sterk in de 20-ste eeuw. Tussen 1904-1983 is er een noordoostwaartse verplaatsing van 200 m opgetreden. De geul heeft zich dan tot 40m NAP ingegraven en ligt dan waarschijnlijk vast door erosie-resistente keileemlagen. Vanaf 1932 binnen de veranderingen ingezet door de afsluiting van de Zuiderzee een rol te spelen in de ontwikkeling van het achterliggende bekken van het Vlie. De opname van 1926 laat duidelijk zien dat voor de aanleg van de Afsluitdijk de Zuiderzee verbonden was met het Vlie door de zuidelijke vertakking van de hoofdgeul. Na afsluiting verzandden de afgesloten geulen in het bekken en ook vond er veel sedimentatie plaats langs de kust van Friesland (Vlakte van Oosterbierum). Het kombergingsgebied van het Vlie veranderde niet alleen instantaan, als een direct gevolg van afsluiting, maar deze verandering is nog steeds een doorgaand proces ten gevolge van de aanhoudende sedimentatie in het bekken. In de periode 1933-1975 nam de grootte van de Vliesloot duidelijk toe en ontstond ook het huidige geulenstelsel van Vlielander Balg en de Vliesloot met haar zijtakken. Het getijvolume in de huidige toestand (eb en vloed samen) bedraagt circa 135 miljoen m 3 /getij en is sinds 1932 naar schatting verdubbeld (Eysink en van Banning, 2005). Elias et al. (2012) geven als schatting voor de volumeveranderingen, dat er 219 miljoen m 3 sediment is afgezet in het kombergingsgebied van het Vlie (Figuur 2.11). Een gedeelte van dit sediment zal geleverd zijn door de buitendelta van het Vlie. De buitendelta vertoont een vrijwel continue erosie en in totaal is er 146 miljoen m 3 sediment geërodeerd over de periode 1935-2005. Het is ook waarschijnlijk dat een gedeelte van het sediment gevonden in het bekken toegeleverd wordt door het aangrenzende zeegatsysteem van Texel. Hier is juist de erosie van de buitendelta volumes groter dan de geobserveerde sedimentatie in het bekken. Het belang van de afsluiting van de Zuiderzee op de erosie van Vlieland word onderstreept door Eysink en van Banning (2005): In het kader van het opgedragen onderzoek is in eerste instantie gezocht naar de oorzaak van de erosie van de oostpunt van Vlieland en naar de mogelijke maatregelen ter verdediging ervan. Uit het bestuderen van historische gegevens bleek dat de erosie van de oostkust van het eiland in belangrijke mate is toe te schrijven aan de ontwikkelingen van de vloedkom van de Vliesloot en de Vlielander Balg als gevolg van de afsluiting van de Zuiderzee. Hierdoor is deze vloedkom aanzienlijk groter geworden en van vorm veranderd, het tijverschil is iets toegenomen en het getijvolume globaal verdubbeld. Door de andere vorm van de vloedkom is de Vliesloot bij de oostkust van Vlieland meer naar het noorden gedraaid. Dit wordt van tijd tot tijd nog versterkt door het dynamisch gedrag van de geulen in de vloedkom; de situatie in 1992/93 was zeer ongunstig voor de oostkust van Vlieland. De kusterosie wordt veroorzaakt door de in westelijke richting opschuivende Vliesloot en het feit dat na duinafslag een groot deel van het afgeslagen zand niet meer ten goede komt aan het duin. Dit zand komt in de Vliesloot terecht waar het voornamelijk door de ebstroom wordt afgevoerd naar de buitendelta. 16 Morfologie van Vlieland

Ondanks de erosie van de buitendelta sinds 1935, is de vorm (het patroon van geulen en platen) over de laatste decennia eigenlijk heel stabiel gebleven (Figuur 2.12). In de periode 1995 2010 is er op hoofdlijnen nauwelijks verandering te onderscheiden. Zowel in de oude als nieuwe bodems vinden we wel dezelfde geulen en platen. De Vliestroom, gelegen in het midden van het zeegat, was de hoofdgeul. Aan weerszijden langs de eilandkoppen liepen de nevengeulen Zuiderstortemelk en Boomkensdiep. Vooral het Boomkensdiep zag er wel anders uit: het Boomkensdiep was breder, minder diep en lag verder zeewaarts op de buitendelta. De grootste verschillen tussen de oudere en recente bodemligging vinden we echter op de platen. In 1926 ligt het dominante plaatareaal zeewaarts en noordoostwaarts van de Vliestroom. De plaat heeft geen uniforme hoogte, maar bestaat uit een opeenvolging van kleinere parallel gelegen platen en geulen. Deze configuratie is kenmerkend voor het zogenaamde shoal-bypassing sedimenttransport mechanisme. Het bijbehorende sedimenttransport zal er als volgt uitgezien hebben: langs de ongestoorde eilandkusten is er een netto oostwaarts gericht langstransport. Aan beide zijden van het zeegat zal er echter wel een naar het zeegat toe gericht transport staan. Dit komt onder andere door de afschermende werking van de buitendelta. Aan de zuidkant schermt de buitendelta de noordelijke golven af, en vice versa aan de noordkant worden de zuidelijke golven afgeschermd. Hierdoor is het golfgedreven transport langs de eilandkoppen naar het zeegat toe gericht. Dit patroon wordt verder versterkt door de aanwezigheid van de vloedgeulen langs de eilandkoppen. De hoofdgeul in het midden van het zeegat is ebgedomineerd. Deze geulconfiguratie is bij de Wadden het gevolg van het faseverschil tussen het getij in het bekken en op zee, en wordt nog eens versterkt door het faseverschil tussen het horizontale en verticale getij. Als het getij op zee kentert, vindt er nog steeds een sterke uitstroom plaats in de hoofdgeul. De vloedstroming vanaf zee zal de weg van de minste weerstand kiezen en deze uitstroom vermijden. De buitendelta wordt gevormd als balans tussen zeewaarts transport door het zeegat en landwaarts en noordoostwaarts transport ten gevolge van het overheersende golfklimaat. Tijdens vloed wordt er sediment langs de eilandkusten het bekken in getransporteerd. In het bekken blijft een gedeelte achter, maar het merendeel wordt weer naar buiten getransporteerd, richting de buitendelta (de bruto transporten zijn aanzienlijk groter dan de netto transporten). Hier worden onder invloed van getij en golven kleine plaat-geul systemen gevormd. Onder invloed van de overheersende noord(oost) gerichte golfrichting gaan de platen zich verplaatsen. Hierbij drukken ze de tussenliggende geultjes dicht, en worden er weer nieuwe geultjes gevormd aan de achterkant van de plaat ( outer-channel shifting ). Deze zich herhalende cyclus resulteert in de parallel liggende plaatgeul systemen zoals te zien in de 1926 bodem. De platen migreren naar het noorden en naar de kust toe. De getijdestroming in het Boomkensdiep houdt de platen initieel zeewaarts, maar met toenemende geullengte en dus met toenemende afstand tot het zeegat, neemt de stroming in het Boomkensdiep af en kunnen de platen landwaarts migreren tot ze uiteindelijk aanlanden op Terschelling. In de opnames van 1971 en 1975 is zo n aanlanding goed te zien. Na de afsluiting van de Zuiderzee is het mechanisme van sediment bypassing waarschijnlijk veranderd. De platen en geulen op de buitendelta vlakken dan sterk uit. Vóór de bouw van de Afsluitdijk was de oriëntatie van het zeegat benedenstrooms (dus noordoostwaarts) gericht, met de Boomkensdiep als hoofdgeul. Na de aanleg verdraaide de oriëntatie van het zeegat naar bovenstrooms (richting het zuidwesten), en werd de Zuiderstortemelk dominanter, ten koste van de Boomkensdiep. Dit kan onder andere worden gerelateerd aan de veranderde ligging van het zwaartepunt van het kombergingsgebied (noordwaarts) na afsluiting. Een meer noordelijke aanstroming van Vliestroom vanuit het bekken, resulteert in een meer zuidelijke uitstroming de buitendelta op. Deze subtiele verandering in aanstroming vanuit het bekken, kan relatief grote veranderingen op de buitendelta teweegbrengen. Een andere verklaring kan liggen in de verandering van het faseverschil tussen getijstroming door het 17

zeegat (kustdwars) en de getijstroming op zee (kustlangs). De bouw van de Afsluitdijk zorgde voor een amplificatie van de getijslag binnenin het bekken en daarmee een vergroting van het getijprisma. De getijdebieten namen hierdoor toe, en de kustdwarse stroming werd steeds dominanter over de kustparallelle stroming. Volgens de theorie van Sha & Van Den Berg (1993) zou ook dit kunnen verklaren waarom het zeegat een meer bovenstroomse oriëntatie kreeg. Tijdens eb wordt het sediment nu voornamelijk afgezet op de Westergronden en Gronden van het Stortemelk. Deze 2 ondiepten vormen nu de nieuwe actieve buitendelta. De Noordwest-gronden verliest daarbij gedeeltelijk zijn functie en wordt langzaam door golven opgeruimd. De golven bulldozeren het sediment naar de kust. De Noordwestgronden vormt een grote uniforme vlakte die in hoogte wat toeneemt. De landwaartse verplaatsing van Noordwest-gronden drukt het Boomkensdiep dicht. Daardoor neemt de geulbreedte sterk af, verplaatst de geul zich landwaarts en neemt ook de diepte toe. Er vormt zich een nieuw Boomkensdiep dat persistent langs de eilandkop van Terschelling blijft liggen. Tussen 1985 en 1995 verliest de geul de directe aansluiting met de Vliestroom en vormt er zich een kleine zandrug als scheiding. De geul vormt nu eigenlijk een kortsluitgeul met de in het bekken liggende Schuitengat. Hoewel het Boomkensdiep slechts een kleine geul is in verhouding tot Vliestroom, initieert de ligging en landwaartse verplaatsing een significante erosie van de Terschellingse eilandkop. De zandrug tussen Boomkensdiep en Vliestroom zorgt er tevens voor dat Het Schuitengat niet meer gebruikt kan worden als vaargeul naar de haven. Het opruimen van de overtollige zandvolumes in de Noordwest-gronden resulteert in de aanlanding van grote zandvolumes op het eiland Terschelling (ongeveer 10 km.ten noorden van het zeegat). De aanlanding van diverse zand pakketten is duidelijk te zien in de bodemligging (Figuur 2.10). In de meest recente bodemopname (2010) is net ten noorden van het Boomkensdiep nog een hele serie kleine platen te zien. Deze zullen in de nabije toekomst weer aanlanden. Veel van het sedimentoverschot op de buitendelta lijkt zich inmiddels wel herverdeeld te hebben. Het landwaarts verplaatsen en aanlanden van platen heeft ervoor gezorgd dat het oppervlak van de Noorder- en Noordwest-gronden sterk is afgenomen. Tot op heden heeft de kust kunnen profiteren van deze zandtoevoer naar het eiland. Maar het afnemen van de totale omvang van de buitendelta zal naar verwachting wel gevolgen hebben voor de toekomst: er zullen nog steeds platen aanlanden aan de kust, maar de volumes zullen waarschijnlijk kleiner zijn dan voorheen. Ten noorden van de Vliestroom zien we een buitendelta die voornamelijk gedomineerd wordt door herverdeling van zand en uitwisseling van zand met de kust van Terschelling. Het zuidelijke gedeelte van de buitendelta wordt juist gedomineerd door de geulontwikkelingen. Zowel de Vliestroom als het Stortemelk zijn groter en dieper geworden. Voor deze geulen wordt het eb-schild zeewaarts en naar het westen opgebouwd. De maximale hoogte van de ondieptes is nauwelijks veranderd (Figuur 2.12). Deze toename in het volume is echter veel kleiner dan de verliezen van de Noorder- en Noordwest-gronden. 18 Morfologie van Vlieland

Figuur 2.9 Bodemveranderingen in het zeegat van het Vlie over de periode 1831-1953. 19

Figuur 2.10 Grootschalige morfologische ontwikkeling van het Zeegat van het Vlie op basis van de Vaklodingen Inlet 1990 2005 1990 1935- Coast (2) (million m 3 ) 1990-2005 1935- Ebb-tidal deltas (million m 3 ) 1935-1990- 1935-1990 2005 2005 1935- Basins (million m 3 ) 1990-2005 1935-2005 VlIE -110.0-36.3-146.3-99.1-26.3-125.4 166.5 52.7 219.2 Figuur 2.11 Overzicht van de sedimentatie-erosie volumes voor het Zeegat van het Vlie (uit Elias et al. 2012). 20 Morfologie van Vlieland

Figuur 2.12 Grootschalige morfologische ontwikkeling van de buitendelta van het Zeegat van het Vlie over de periode 1925-2013. De eilanden zijn ingevuld met het AHN (Algemeen Hoogtebestand Nederland met data uit de periode 1996-2003). 21

2.5 Eilandkust van Vlieland De huidige omtrek van Vlieland begint aan het einde van de 16 e eeuw vorm te krijgen (zie Figuur 2.13 en van der Burgt (1936)). De kustlijnen in Figuur 2.13 laten zien dat tussen 1688 en 1933 de Noordzeekust van Vlieland 1 tot 2 km.zuidwaarts is verplaatst. De veranderingen aan de Waddenkant zijn veel geringer. Hierdoor is in de periode van 1688 tot circa 1850 het dorp West-Vlieland verloren gegaan en is westelijk Vlieland vervallen tot de strandvlakte de Vliehors. Figuur 2.13 : Achteruitgang van het eiland Vlieland over de periode 1688-1945 (bron: Visser, 1946). Pluim en Misdorp (1988) kijken specifiek naar de noordoostpunt van Vlieland en concluderen dat de kustlijn hier sterk dynamisch is; perioden van matige kustachteruitgang worden gevolgd door sterke groei in oostelijke richting, gevolgd door sterke terugtrekking in westelijke richting. Pluim en Misdorp schatten de kustachteruitgang van GHW (Gemiddeld Hoogwaterlijn) en de GLW (Gemiddeld Laagwaterlijn) op respectievelijk 12 en 14 m/jaar over de periode 1796-1860. In de periode 1860-1904 bouwt de kust sterk uit met een snelheid van 30 en 70 m/jaar. Deze sterke uitbouw werd gevolgd door een nog sterkere terugtrekking over de periode 1904-1933 (30 en 95 m/jaar). Sinds 1933 is de achteruitgang gering tot 5 m/jaar over de periode 1933-1987. Na alle kustverdedigingswerken, die aangelegd zijn vanaf 1976, is de huidige achteruitgang vrijwel nihil. In 2005 is er een uitgebreide studie uitgevoerd naar de mogelijke maatregelen voor de kustverdediging van noordoost Vlieland (zie Eysink en van Banning, 1994). Uit de analyse van de (historische) bodemkaarten en literatuur wordt geconcludeerd dat: De kusterosie op de oostpunt van Vlieland primair het gevolg is van de afsluiting van de Zuiderzee. Dit had in eerste instantie tot gevolg dat de hydraulische condities op het Wad ten zuiden van oost-vlieland werden gewijzigd, waardoor het getijvolume van de vloedkom van de Vliesloot groter werd en de toestroming naar de mond, met name bij eb, veranderde. De belangrijkste morfologische aanpassingen aan het gewijzigde hydraulische regime vonden plaats in de periode van 1932 tot 1972 in de vorm van het verleggen van de morfologische wantijen en het aanpassen van het geulenstelsel. Dit leidde tevens tot erosie van de oostpunt van Vlieland en, uiteindelijk, tot een serie van maatregelen ter verdediging ervan sinds 1976, die tot nu toe onvoldoende zijn gebleken. 22 Morfologie van Vlieland

Er zijn aanwijzingen dat meer factoren van invloed zijn op erosie en sedimentatie dan alleen geulmigratie. Pluim en Misdorp (1988) constateren ook dat tijdens de eerste decennia van de 20-ste eeuw, de periode van sterke terugtrekking van Oost-Vlieland samenvalt met de aanleg van de lange strandhoofden aan de kust (nrs. 54 t/m 63, 1916-1923). Dit zou er dan op kunnen duiden dat de strandhoofden het kusttransport blokkeren of reduceren waardoor de zandvoeding naar de noordoost punt van het eiland afneemt en daardoor de kustachteruitgang versterkt. Dit heeft mogelijk ook bijgedragen aan de doorbraak van de Vliesloot naar het Zuiderstortemelk in 2005 (Steyaert et al. 1999). Biegel en Spanhof (2005) wijzen verder op het belang van zandgolven; Vlieland kent een ruimtelijke sedimentatiegolf die van west naar oost loopt, periode circa 1885-1965. Deze sedimentiestrook van 2 kilometer breed heeft er 80 jaar over gedaan om 15 kilometer in oostelijke richting af te leggen, wat een snelheid van 190 m/jaar oplevert. Een tweede zandgolf start omstreeks 1965 bij RSP 38.000 en bereikt RSP 47.000 in 1990. De snelheid hiervan is 360 m/jaar. Deze snelheden komen overeen met de snelheden gevonden door Bakker (1968), die respectievelijk 1/6 en 1/3 km/jaar gevonden heeft. Bakker heeft deze snelheden afgeleid uit het traject tussen RSP 37.000 en RSP 42.000. Opgemerkt moet worden dat zijn laatste zandgolf zich (na 1965) niet verder in oostelijke richting heeft doorgezet. In plaats daarvan is in de zestiger jaren een nieuwe zandgolf ontstaan, die blijkbaar een vergelijkbare migratiesnelheid heeft. Als deze zandgolf zich in oostelijke richting blijft verplaatsen zal over (3000m/360m/j=) 8 jaar RSP 48.980 bereikt worden. Op grond van deze analyse zal dus vanaf circa 2000 aanzanding in het geplande suppletiegebied optreden. Het verschijnsel zandgolven wordt door Bakker (1968) toegeschreven aan het aanlanden van platen vanuit de westelijke buitendelta van het Eierlandse Gat. In Figuur 2.4 is inderdaad te zien dat net voor 1886 een bank aanlandde op de zuidwest punt van de Vliehors, een tweede aanlanding vindt plaats voor 1970 (Figuur 2.5). Door afleiding van de trendlijnen in GHW, GLW en DV (Figuur 2.12) wordt bovenstaand beeld bevestigd. In de periode 1880-1980 geven de figuren duidelijk de 2 zandgolven weer. Na 1985 zijn de trends minder duidelijk te onderscheiden. Dit is mogelijk het resultaat van het uitvoeren van suppleties. Kijken we in wat meer detail naar het kustprofiel, dan zien we dat het huidige kustsysteem gekenmerkt word door een doorgaande, dominante bank. Deze bank strekt zich langs vrijwel de gehele eilandkust. Figuur 2.15 en Figuur 2.16 geven een overzicht van het bankgedrag langs de eilandkust. De positie en vorm van deze bank door de tijd. Soms ligt er een doorgaande bank vanaf de Vliehors tot het Boomkensdiep, bijvoorbeeld de periode 1965-1970, terwijl in andere jaren de bank is onderbroken (1974) en er meerdere banken in het dwarsprofiel kunnen voorkomen (1974, 1995). De bank ligt op het centrale eilandgedeelte (km. 43 45) dichter op de kust op ongeveer 300-600m tot de RSP lijn. In dit gebied is er ook maar 1 bank te onderscheiden. Ten zuiden en ten noorden ligt de bank verder zeewaarts. Langs de Vliehors (km. 38-42) ligt de bank tot op 600 tot 1100m tot de RSP. Een 200m zeewaarts ligt dan nog een bank met kleinere hoogte (ruwweg 0,5m). Landwaarts, in de dieptezone 0-5m, vinden we nog 1 tot 2 kleine banksystemen. Ten noorden van km.45 buigt de bank zeewaarts en maakt verbinding met de buitendelta. Vanaf km.47 beginnen de platen en geulen van de buitendelta het profiel duidelijk te domineren. In km.47 ligt het Zuiderstortemelk nog ver zeewaarts (1500m tot RSP), maar rond km.52 sluit de geulwand vrijwel direct aan op het strand. In het gebied tussen km.47 en 53 is er geen grote dominante bank op de vooroever, maar in de brandingszone zijn er meestal 1 en soms 2 kleinere bankjes te onderscheiden. 23

Figuur 2.14 : Trendlijnen van kustlijnligging voor Duinvoet (boven), Gemiddeld HoogWater (midden) en Gemiddeld Laag Water (onder). 24 Morfologie van Vlieland

Figuur 2.15 : Bovenaanzicht van de morfologie van de eilandkust van Vlieland op basis van representatieve, vergridde JarKus data over de periode 1965-2015. 25

Figuur 2.16 : Illustratie van het kustprofiel in 2015 aan de hand van de Jarkus doorsneden tussen raai 3512 (zuidwest punt Vliehors) en 5165 (Zuiderstortemelk).Y-as geeft aantal raaien vanaf Raai 3512. 26 Morfologie van Vlieland

3 Beheer en Onderhoud 3.1 Inleiding Vlieland voert al lange tijd een strijd tegen de zee. Zo was het eiland rond 1200 een stuk groter dan nu. Het voormalige Eierland zat oorspronkelijk vast aan Vlieland, maar scheidde zich in de 13 de eeuw af. Zo ontstond eigenlijk het Eierlandse Gat. Later is Eierland dan met Texel verbonden. Zoals in Hoofdstuk 2.4 al beknopt is beschreven, begint de huidige omtrek van Vlieland aan het einde van de 16 e eeuw vorm te krijgen. Toen waren er nog twee dorpen aanwezig, Oost- en West Vlieland. West Vlieland is in 1736 door kusterosie verdwenen en de landwaartse verplaatsing van het eiland zorgt voor het ontstaan van de strandvlakte Vliehors, die we ook nu nog steeds terug zien. Ter bescherming van Oost Vlieland is er in 1825 een dijk om het dorp aangelegd. Tijdens de bouw van de Afsluitdijk in 1932 is de dijk om het dorp dan verder verhoogd om de verwachte hogere waterstanden in de Waddenzee na afsluiting van de Zuiderzee te kunnen keren. In 1958 is de kruin van de Waddendijk dan op de huidige hoogte (NAP + 5,55 meter) gebracht. In 1995 is de dijk Deltaveilig gemaakt door het aanbrengen van een dikkere kleilaag en stenen bekleding. Ter bescherming van de duinen werden al in de periode 1916-1923 door Rijkswaterstaat strandhoofden, of dammen aangelegd. Uiteindelijk zijn er in 3 fasen, 64 strandhoofden gebouwd (zie Par. 3.4). Sinds 1976 wordt ook de noordoostzijde van Vlieland beschermd. Tegenwoordig worden geen dammen gebouwd. Sinds 1990 wordt de duinenkust natuurlijk onderhouden doormiddel van zandsuppleties (Par. 3.3). Alleen de zeereep (inclusief alle strandhoofden) tussen km.40 en 54.60 is in beheer en onderhoud bij Rijkswaterstaat. Voor de Vliehors, ten zuiden van km.40 is dan ook geen BKL gedefinieerd. De noordoostkant van Vlieland is al lange tijd aan erosie onderhevig en met name in het stukje kustvak tussen km. 53.7 en 54.7 zijn veelvuldig kustverdedigingsmaatregelen uitgevoerd (Par. 3.5). 3.2 Samenvatting van de Kustlijnkaarten Aan de hand van de Momentane Kustlijnligging (MKL) uit de kustlijnkaartenboeken kan al een goed beeld verkregen worden van het recente kustgedrag (1990-2015) en de motivering achter de uitgevoerde suppleties en verdedigingswerken. Figuur 3.1 vat de kustlijnkaartenboeken over deze periode samen. In deze figuren zijn eigenlijk in vrijwel alle jaren 2 duidelijke gebieden te identificeren met een landwaarts gerichte trend en regelmatige overschrijding van de BasisKustLijn (BKL). Langs de centrale eilandkust wordt de BKL regelmatig overschreden in het gebied tussen km.46.45 en 50.05, dit is ook precies het gebied waar de bolling van de kust maximaal is. Een tweede gebied met een BKL overschrijding vinden we op de noordoostkop van Vlieland (km. 53.74 54.80). Onderstaande beschrijvingen overgenomen (en samengevat) uit de Kustlijnkaartenboeken van Rijkswaterstaat geven een goed beeld van de opgetreden veranderingen en de respons op de uitgevoerde suppleties. De kustlijnkaartenboeken (vanaf 2010) zijn op te vragen via de website van Rijkswaterstaat: www.rijkswaterstaat.nl. Zie Figuur 4.1 voor een overzicht van de ligging van de Jarkus-raaien. 27

1990-1998 De BKL posities geven aan dat er over deze periode 2 aandachtsgebieden zijn. Ten eerste de oostpunt van Vlieland (raai 5374-5460). Hier is de berekende BKL met enkele tientallen meters overschreden. In 1991 zijn hier werken uitgevoerd om de zeereep landwaarts te verschuiven en het verder opdringen van de getijgeul te verhinderen. Een nieuwe BKL positie is hier in 1994 vastgesteld. Uit de 1994 toetsing blijkt dat tussen raai 5353 en 5460 van een overschrijding van de BKL met 5 tot 13 meter sprake is. Hierbij moet worden opgemerkt dat bij de storm van januari 1994 aanzienlijke schade aan de zeereep is toegebracht. In 1995 is een suppletie uitgevoerd tussen de raaien 5374 en 5460, samen met de aanleg van twee strandhoofden; dammetjes dwars op de kust. De kustlijn verplaatst zich vanaf 1995 in het gehele gebied dan zeewaartse richting. Geholpen door een natuurlijke ontwikkeling lijkt de kustlijn zich over deze periode te stabiliseren. Het tweede gebied met BKL overschrijding ligt tussen raai 4645 en 4952. Hier wordt de basiskustlijn veelvuldig overschreden en is de trend over vrijwel de gehele periode negatief. Er wordt geconcludeerd dat deze overschrijdingen het gevolg zijn van een zich oostwaarts verplaatsende zandgolf. Tussen de raaien 4645 en 4844 is er tevens in 1997 een strandsuppletie uitgevoerd. In 1997 wordt de BKL ook overschreden bij de raaien 5200 en 5360, maar de overschrijding is minimaal en de kustlijn verplaatst zich in 1997 zeewaarts t.o.v. van 1996. 1998-2002 Met uitzondering van de boven geïdentificeerde probleemgebieden beweegt de kustlijn van Vlieland zich over deze periode in zeewaartse richting. Alleen in het midden van Vlieland, tussen de raaien 4519 en 5023 zijn de trends negatief. Hiervoor zijn in 1997 en 2001 suppleties uitgevoerd. De kustlijn rond de noordoosthoek van Vlieland, tussen de raaien 5360 en 5460 ligt bij enkele raaien landwaarts van de basiskustlijn, maar is de laatste jaren redelijk stabiel. Tussen de laatste raai 5460 en het havenhoofd van de jachthaven erodeert het strand en de zeereep. Tussen raai 5329 en het havenhoofd staat voor 2000 een suppletie gepland. 2002-2006 De kustlijn van Vlieland beweegt zich in het westen en het oosten overwegend in zeewaartse richting. Op het middendeel, van raai 4663 - raai 5023, is in 2001 gesuppleerd. In het uiterste oosten, op het havenstrand bij raai 5460, is in 2001 ook zand aangebracht omdat de BKL overschreden was vanwege een geul vlak langs het strand. Ondanks de suppletie vinden er tussen raaien 48.80 t/m 49.33, 49.88 en 50.05, en het uiterste oosten, op het havenstrand bij raai 54.60, overschrijdingen plaats. In 2005 worden in de raaien 4880 t/m 5005 en 5420 t/m 5460, het havenstrand, de BKL weer overschreden. Het in 2001 op het strand aangebrachte zand van raai 4862 t/m 5023 is door een opdringende geul verdwenen. Voor dit kustvak is in 2005 weer een suppletie gepland. Op het havenstrand wordt wederom wat zand aangebracht in combinatie met de geplande suppletie. 2006-2009 Over deze periode lijkt de kustachteruitgang en overschrijding van de BKL vooral plaats te vinden in raai 4880 t/m raai 5005. Hier is in 2005 een onderwatersuppletie uitgevoerd. Verder is in 2005 een kleine hoeveelheid zand op het havenstrand (raai 5440 t/m raai 5460) gesuppleerd. Het is hier bijna onmogelijk de kustlijn tot zeewaarts van de BKL te herstellen, doordat het strand hier grenst aan een stroomgeul. Dankzij de kleine strandsuppleties gaat de kustlijn van het havenstrand niet verder achteruit. In 2007 word geconcludeerd dat op 28 Morfologie van Vlieland

beide suppletielocaties er sprake is van een zich landwaarts verplaatsende stroomgeul, waardoor het herstel van de kustlijn tot landwaarts van de BKL vooral in raai 5440 t/m raai 5460 nagenoeg onmogelijk blijkt te zijn. Om de achteruitgang op beide locaties zoveel mogelijk te beperken, wordt in 2008 weer een vooroever- en strandsuppletie uitgevoerd. 2010-2015 Op basis van de toetsing op 1 januari 2011 word geconcludeerd dat de 2005 vooroeversuppletie (raai 4860 t/m 5020) vooralsnog niet positief heeft bijgedragen aan de kustlijnligging. Het is onzeker of deze suppletie alsnog een positieve bijdrage zal gaan leveren. Om verdere erosie van de kust tegen te gaan is in 2009 een vooroeversuppletie uitgevoerd van raai 4700 t/m 5000. Een jaar na de vooroeversuppletie stabiliseert de situatie. Echter, na een stabilisatie is de trend in 2014 tussen de raaien 4718 en 4915 opnieuw landwaarts. In de 2014 toetsing wordt geconcludeerd dat in raaien 4718 t/m 4898 de BKL bij vrijwel alle raaien is overschreden en de trend landwaarts is. Van de raaien 5165 t/m 5185 zullen twee raaien overschreden raken in 2014. Gecombineerd met de vooroeversuppletie is een kleine suppletie uitgevoerd op het havenstrand (raai 5440 t/m 5460). Door deze suppletie wordt de BKL niet gehaald maar wordt de bereikbaarheid van het strand gehandhaafd. Het is hier bijna onmogelijk de kustlijn tot zeewaarts van de BKL te herstellen, doordat het strand hier grenst aan een stroomgeul. De situatie lijkt de laatste jaren te stabiliseren. 2016 (onderstaand is overgenomen uit het Kustlijnkaartenboek) De kustlijn van Vlieland zit voor het grootste deel goed in het zand. Op bijna het volledige eiland ligt de kustlijn zeewaarts van de BKL. De raaien tussen 4000 en 4681 worden gekenmerkt door een overwegend zeewaarts gerichte trends. De raaien 4700 t/m 4880 hebben een landwaarts gerichte trend. Ook de BKL wordt op deze raaien overschreden. In 2013 is een strandsuppletie uitgevoerd van raai 4600 t/m 5095. De suppletie heeft niet op alle raaien de overschrijding van de BKL kunnen opheffen. Voor 2017/2018 staat hier een Strandsuppletie gepland vanuit het meerjarenprogramma 2016-2019. Tussen de raaien 4898 t/m 5250 beweegt de kustlijn beperkt. Van raai 4898 tot 5095 is de trend licht zeewaarts en van 5095 tot 5250 licht landwaarts. De BKL wordt hier niet overschreden. De trend over de raaien 5289 t/m raai 5460 is eerst licht zeewaarts tot en met raai 5360, daarna licht landwaarts tot en met raai 5405, waarna de trend weer licht landwaarts is tot en met raai 5460. Op dit traject wordt raai 5374 overschreden in 2017. In de raaien op het havenstrand, 5440 en 5460, wordt de BKL op dit moment al overschreden. In 2009 en 2013 zijn kleine suppleties uitgevoerd op het havenstrand (raai 5440 t/m 5460). Met deze suppleties wordt de BKL niet gehaald, maar wordt de bereikbaarheid van het strand gehandhaafd. Het is hier bijna onmogelijk de kustlijn tot zeewaarts van de BKL te herstellen doordat het strand hier grenst aan een diepe getijdengeul. De situatie lijkt de laatste jaren te stabiliseren. In het meerjarenprogramma van 2012-2015 stond een geulwandsuppletie gepland tussen raai 5110 en 5360, welke in 2016 zal worden uitgevoerd. In het meerjarenprogramma 2016-2019 staat een strandsuppletie gepland bij het havenstrand welke uitgevoerd zal worden in 2017/2018. 29

Figuur 3.1 : Overzicht ontwikkeling BasisKustLIjn BKL- op Ameland gedurende de periode 1992-2015. 30 Morfologie van Vlieland

3.3 Suppletieoverzicht Tabel 3.1 en Figuur 3.2 geven een overzicht van de suppleties die op Vlieland zijn uitgevoerd. De suppletielocaties corresponderen met de knelpunten in BKL ligging. In totaal is er 5,6 miljoen m 3 gesuppleerd. Het merendeel hiervan (5,4 miljoen m 3 ) is op de eilandkust en vooroever gesuppleerd tussen km.46.00 en 50,20. Slechts een geringe hoeveelheid (0,2 miljoen m 3 ) is gesuppleerd op de Noordoostzijde, km.53,70 54,85. Mede door de ongunstige ligging van de stroomgeul vlak langs het strand is het hier bijna onmogelijk grote suppletiehoeveelheden op het strand en vooroever aan te brengen. Frequent terugkerende (kleine) suppleties, gecombineerd met eerder aangelegde dammen, zijn wel in staat gebleken de kustachteruitgang hier the stabiliseren. Tabel 3.1 Overzicht suppleties gebaseerd op de suppletiedatabase versie januari 2016. De drie grootste suppleties qua volume zijn groen weergegeven. Nummers van een aantal Jarkus-raaien worden getoond in Figuur 4.1. De locaties van de suppleties zijn weergegeven in Figuur 3.2 (blz. 33). Jaar Raai (km) Type suppletie Volume (m 3 ) (1) Vlieland Noordzeekust 1 Noordzeestrand 1997 46,72 48,44 strand 279621 2 Vlieland-oost 2001 48,90 50,10 strand 499579 3 Vlieland-oost 2001 46,00 48,80 vooroever 831892 4 Oost 2005 48,60 50,20 vooroever 1008032 5 Oost 2009 47,00 50,00 vooroever 1780870 6 Oost 2013 46,63 50,05 strand 1000000 (2) Vlieland NoordOost Haven strand + 7 Noordoosthoek 1995 53,70 54,40 duinverzwaring 111000 strand + duinverzwaring 80000 8 Noordoosthoek 1995 53,70 54,40 9 Havenstrand 2001 54,55 54,85 strand 20478 10 Havenstrand 2013 54,40 54,60 strand 20000 Totaal Vlieland (1) + (2) 5631472 Een beschrijving van de achtergronden en het ontwerp van de 1997 suppletie kan worden gevonden in Noordstra (1996). Het advies voor de suppletie in 2001 wordt beschreven in Biegel en Spanhof (2000). De conclusies van deze laatste studie luiden: Gezien vanuit de morfologische ontwikkelingen rond het huidige probleemgebied aan de noordoost-kop van Vlieland heeft een suppletie geen hoge prioriteit. Als een toch uit te voeren suppletie ten doel heeft de MKL ter plekke in 2001 op het niveau van de BKL te brengen, dan wordt een strandsuppletie geadviseerd. Probleem zou kunnen zijn dat relatief weinig suppletiezand in het profiel kan worden geborgen. Een onderwatersuppletie, al of niet in aanvulling op de genoemde strandsuppletie, kan in principe een verder positief effect op het systeem hebben. Deze verschaft mogelijk inzicht in de beïnvloedbaarheid van (complexe) systemen rond eilandkoppen. Een dergelijk experimentele ingreep, wil die verantwoord worden uitgevoerd, vergt een uitgebreide analyse van het systeem en voorbereiding, en is mede daardoor op dit moment niet opportuun. Gezien deze conclusie is het eigenlijk verrassend dat de suppletie toch als vooroeversuppletie is aangelegd. Steijn (2005) geeft een uitgebreide evaluatie van de effectiviteit van de in 2001 uitgevoerde vooroeversuppletie. In onderstaand cursief tekstgedeelte staan de belangrijkste observaties en conclusies samengevat. Ter aanvulling zijn in Figuur 3.3 de Jarkus metingen over de 31

periode 2000-2008 voor het suppletiegebied geplot. De karakteristieken van de suppletie worden in onderstaande tabel weergegeven. Tabel 3.2 Karakteristieken suppletie Vlieland Oost 2001 (uit Steijn, 2005 ) Figuur 3.3 laat al duidelijk zijn dat deze suppletie eigenlijk geen standaard vooroeversuppletie is. De suppletie is aangebracht op de overgang van het ongestoorde bankenprofiel, naar de buitendelta van het Vlie. Net ten noorden van het suppletiegebied ligt een vloedgeultje, ingeklemd tussen de kust en de oostelijke uitlopers van het ebschild van het Zuiderstortemelk. Direct na aanbrengen van de suppletie vervormt deze zich en verheelt (verlengt) met de brekerbank die zich langs de kust uitstrekt. In de 2003 bodem is de suppletie zelf niet te herkennen, maar een vloeiende bank strekt zich uit langs de kust en maakt verbinding met het ebschild van het Zuiderstortemelk. Deze bank is ook in 2008 nog aanwezig (pas na 2010 beginnen er veranderingen op te treden). Steijn beschrijft: De vooroeversuppletie kent veel variatie in kustlangse richting. Grofweg kan gesteld worden dat in de westelijke helft van het kustvak sprake is van een reguliere vooroeversuppletie. Hier komen van nature ook brekerbanken voor. In de oostelijke helft van het kustvak is eerder sprake van een geulwandsuppletie. Dit is gedaan als slijtlaag voor het landwaarts opschuiven van de Zuiderstortemelk. In termen van suppletie-intensiteit (in m 3 /m) was deze vooroeversuppletie niet groot. De potentiële maximale bijdrage aan de positie van de MKL bedraagt orde tientallen meters. Dat is van dezelfde orde van grootte als de natuurlijk variatie in de MKL-positie. Op de aangebrachte vooroeversuppletie (kruin: NAP -5 m) ontstond een bank (kruin: NAP 4 m), die zich in het eerste jaar richting kust verplaatste. Daarna migreerde de bank zeewaarts of (op sommige locaties) nog verder landwaarts. Uiteindelijk leidde dit tot een nieuwe langgerekte bank. In de oostelijke helft van het gesuppleerde kustvak neemt de invloed van de getijstroming op de plaatselijke zandtransporten toe. Dat heeft te maken met de invloed van het nabijgelegen zeegat het Vlie. De invloed van de suppletie lijkt beperkt tot het voorliggende kustvak. De invloed op de aanpalende kustvakken is klein. Voor het oostelijke kustvak is dat enigszins verrassend. De getijgeul Nieuwe Zuiderstortemelk is immers een vloedgeul en verwacht werd dan ook dat een deel van het suppletiezand met de vloedstroom mee naar het oosten zou worden meegenomen. De profielen in figuur 3.80 laten zien dat alleen in het eerste jaar na aanleg een kleine verplaatsing van de geulwand in zeewaartse richting heeft plaatsgevonden (de groene lijn ligt in de figuur ongeveer 10 m zeewaarts van de dikke rode lijn). In de daaropvolgende jaren echter, migreert de geulwand weer (terug) richting kust, zij het met een afgenomen migratiesnelheid. Er is dus wel enige opbrengst in 32 Morfologie van Vlieland

het benedenstroomse kustvak, maar geen groot effect. Dit heeft mogelijk ook te maken met de relatief kleine suppletie-intensiteit ten opzichte van de natuurlijke zandverplaatsingen. Over de effectiviteit van de suppletie (in termen van MKL-zandvolume): samengevat was de effectiviteit slecht in het westelijk deel (negatief), en goed (> 50%) in het oostelijk deel van het gesuppleerde kustvak. De slechte effectiviteit in het westelijk deel komt door het ontstaan van een nieuwe langgerekt bank die dermate diep ligt dat het maar zeer weinig bijdraagt aan het MKL zandvolume. De verdieping die tussen het strand en deze bank ontstond leidde per saldo tot een afname van het MKL-zandvolume. Zoveel minder zelfs dat er ook ten opzichte van de natuurlijke trend sprake is van achteruitgang (een averechtse werking dus). Naar het oosten toe blijkt het zand een gunstige werking te hebben op het MKL zandvolume, omdat een deel van het zand omhoog wordt getransporteerd en dan boven de ondergrens van de BKL-rekenschijf komt. Figuur 3.2 Overzicht van de uitgevoerde suppleties aan de noordwest zijde van Vlieland. 33

Figuur 3.3 : Bodemligging van het suppletiegebied van 2001 op basis van de Jarkus metingen. 34 Morfologie van Vlieland

3.4 Strekdammen langs de centrale eilandkust Op Vlieland zijn in de loop van de jaren 64 strandhoofden aangelegd. Deze strekdammen beslaan vrijwel de gehele eilandkust tussen Vliehors en de haven (zie Figuur 3.4). Het merendeel van de dammen (53) is al gebouwd in de periode 1854-1885.De aanleg begon bij km.43 en werd in oostelijke richting uitgebreid tot km.54. In de periode 1916-1923 zijn deze 8 kilometer oostelijk uitgebouwd door de bouw van 6 aanvullende dammen. In de periode 1957 en 1959 is er ook naar het westen uitgebreid. In 1995 zijn er 2 korte dammen aangelegd op de Noordoosthoek. Figuur 3.4 Boven: ligging van de strekdammen aan de hand van een kaart uit Visser (1946). Onder: Impressie van de strekdammen van Vlieland nabij de NO punt (linksboven en -onder), centrale eilandkust (rechtsboven) en overgang naar de Vliehors (rechtsonder). Foto s: https://beeldbank.rws.nl, Rijkswaterstaat. Rakhorst (1984) en Bakker en Joustra (1970) komen tot de conclusie dat deze dammen de erosie strek vertraagd of zelfs gestopt hebben. In de evaluatie van Rakhorst (1984), word het volgende geconcludeerd: De bliksemgrafieken (Figuur 2.3) laten het volgende zien; Op Vlieland is het grootste gedeelte der strandhoofden aangelegd tussen 1854 en 1885 in een periode van zeer grote kustachteruitgang (maximaal tot 20m/j). Direct na de aanleg nam de kustachteruitgang sterk 35

af en werd later zelfs gestopt. Tussen km.48 en km.50 is zelfs een zodanige aanwas opgetreden, dat de strandhoofden geheel onder het zand verdwenen zijn. Ook de meest noordelijke strandhoofden (hoofden nr. 54 t / m 63) aangelegd tussen 1916 en 1923 en de meest zuidelijke hoofden (nr. C t/m E) aangelegd tussen 1957 en 1959 geven een sterke vermindering van de kustachteruitgang direct na aanleg van de strandhoofden te zien. De oude strandhoofden zijn vrijwel allemaal met de kop op G.L.W. aangelegd, en later soms aangepast (verlaagd). De hoofden rond km.42 hebben een maximale inscharing bereikt van 240 m. Elders is de inscharing veel geringer. De oostelijke hoofden bij km.50, 51 en 52 zijn aangelegd met een inscharing van + 60 m. Bij deze hoofden is de kustachteruitgang geheel of vrijwel geheel gestopt. De hoofden tussen km.45 en km.49 aangelegd op G.L.W. hebben in eerste instantie een inscharing van 50 tot 70 m gekregen. Geconcludeerd kan worden dat de strandhoofden op Vlieland de al eeuwen durende kustachteruitgang gestopt of sterk vertraagd hebben. In Verhagen et. al. (1990) is een analyse uitgevoerd van alle strandhoofden langs de Nederlandse kust en dus ook die van Vlieland. In het algemeen wordt geconcludeerd dat hoofden op 2 verschillende manieren invloed kunnen hebben op het kustgedrag: (1) via beïnvloeding van de door golven aangedreven brandingstransport en (2) door de beïnvloeding van de getijstroom. Vooral in het laatste geval, als strandhoofden de getijstroom van de kust afhouden, functioneren ze goed. Verhagen et al. (1990) presenteren een tabel met de erosiesnelheid van de kustlijn voor en na de aanleg van de golfbrekers (Tabel 3.1). Op basis van deze tabel zou geconcludeerd kunnen worden dat de strandhoofden de erosie sterk reduceren en de kust zelfs stabiliseren. Hierbij moet wel opgemerkt worden dat over de periode 1600-1750 de kustlijnligging uit oude kaarten is geschat. Nauwkeurige metingen zijn slechts sinds 1850 beschikbaar en dat correspondeert weer met aanleg van de golfbrekers. Tabel 3.3 Erosiesnelheid kustlijn Vlieland (uit Verhagen 1990, pagina 20) Raai Erosiesnelheid m/jaar 1600-1750 1750-1850 1885-1985 43 7.3 3.8 0.0 44 6.7 4.3 1.2 45 5.3 3.5 1.3 46 4.7 4.8 0.9 47 3.3 3.7 0.5 48 3.3 3.6 0.0 49 3.3 3.5-0.5 50 3.3 2.7 0.0 51 3.3 2.2 0.0 Verhagen et al. (1990) vatten het effect van de strandhoofden dan als volgt samen: De hoofden hebben een stabiliserende invloed gehad op het kustgedrag. Het met hoofden versterkte deel van de kust steekt als een soort bolwerk in zee. Er is sterke lij-erosie opgetreden, die door nieuwe hoofden gecompenseerd moest worden. Op grond hiervan word geconcludeerd dat de kans dat hoofden op Vlieland enige invloed op het langjarig kustgedrag gehad hebben redelijk groot. 36 Morfologie van Vlieland

3.5 Kustverdediging van Noordoost Vlieland De noordoostkant van Vlieland is al lange tijd aan erosie onderhevig. Dit stukje kust staat van oudsher al onder de invloed van de geulen (Vliesloot, Balg en Zuiderstortemelk). Vanaf 1976 is er begonnen met het intensief verdedigen van de kust. Met name in het stukje kustvak tussen km.53.7 en 54.7 zijn veelvuldig kustverdedigingsmaatregelen uitgevoerd (zie o,a, Steyaert, 1999, van Heuvel, 1999). Duinverzwaringen zijn zowel aan de zeezijde (1976) en landzijde uitgevoerd (1978 en 1980). Daarnaast zijn er in 1981 zijn drie (dubbele) palenrijen geplaatst en is er in 1980/81 is een stortstenenduinvoetverdediging aangelegd. Deze maatregelen vertragen de erosie wel, maar hebben deze niet gestopt. In Figuur 3.6 opname 1987 is deze stortstenenduinvoetverdediging nog duidelijk terug te zien. Deze verdediging steekt als een bolwerk naar voor en ten oosten is het duin sterk landwaarts verplaatst. In 1991 is het duin, de zeereep, over een gemiddelde afstand van 50m landwaarts verschoven. Het doel van deze verschuiving was een beter te handhaven situatie te maken waarbij het zand van het strand tegen stroomerosie wordt beschermd en wordt voorkomen dat bij iedere storm een gedeelte van de zeereep verdwijnt. Met de vrijgekomen steenbestorting uit de eerdere duinvoetverdediging zijn dan op het strand 2 korte stroomkribben aangelegd om de stroom uit de kust te drukken en zo het zand op het strand vast te houden (zie Figuur 3.6 rechtsboven voor ligging). Met de aanleg van deze kribben werd een (verbeterd) evenwichtsprofiel voor de kust verkregen, waarmee de kustlijn op een effectieve wijze zou kunnen worden gehandhaafd. Verdere kustafslag, na een serie van stormen, veroorzaakte begin 1994 plaatselijk zelfs een dreiging van doorbraak van de nieuwe zeereep. Dit resulteerde in 1995 tot een serie aanvullende maatregelen. In 1995 is de bestaande duinvoetverdediging ter hoogte van km.53.740 en km.53.950 en de krib ter hoogte van km.54.200 weggehaald. Met het vrijgekomen breuksteen is een stortstenen dam ter hoogte van km.54.05 geconstrueerd. De strekdam heeft, gemeten vanuit de duinvoet, een lengte van circa 200 meter. Vanaf de duinvoet loopt deze dam zeewaarts af van 2.50m+ NAP tot 1.00m+ NAP. Ter hoogte van km. 54.3 is er een ondersteunend strandhoofd geplaatst en is er een strandsuppletie (200.000 m 3 ) uitgevoerd (zie kaartje in jaar 2011, linksonder in Figuur 3.6). In een uitgebreide evaluatie van de opgetreden ontwikkelingen na aanleg door Teerenstra (1999) word gesteld dat de zeewaartse constructie van noordoost Vlieland goed voldoet. Ten noorden van de strekdam heeft de vooroever zich uitgebreid waardoor de as van de geul over een afstand van 50 tot 100 meter verschoven. Ten zuiden, tussen het aangebrachte strandhoofd en de strekdam is het strand in eerste instantie licht geërodeerd. Het zand is hierbij in de vooroever terecht gekomen. De plaats van de kustlijn is sinds het uitvoeren van de werkzaamheden nagenoeg gelijk gebleven. De kunstfoto s van 2007 en 2011 laten inderdaad duidelijk een breed strand zien tussen strekdam 63 en de aanvullende strekdam. Ook aan de zuidkant, tussen deze strekdam en het strandhoofd is er een invulling te zien. Deze is echter niet zo groot als aan de noordkant. In het laatste kustvak, tussen de laatste stroomkrib en het havenhoofd is duidelijk de doorgaande erosie van het strand te zien. In dit gebied, tussen km. 54.50 en 54.60 (het havenstrand) zijn daarom in 2001, 2005, 2009 en 2013 aanvullende, kleine suppleties uitgevoerd. In de kustlijnkaartenboeken word hierover ook geconcludeerd dat het bijna onmogelijk is de kustlijn tot zeewaarts van de BKL te herstellen doordat het strand hier grenst aan een diepe getijdengeul. Met behulp van de kleine suppleties gaat de kustlijn van het havenstrand niet verder achteruit. Ook in 2017/2018 zal deze suppletie worden herhaald. 37

Figuur 3.5 : Kustverdediging aan de Noordoostkop van Vlieland voor de jaren 1987, 1990, 2011 (links) en 2007 (rechts). Bijgevoegd in 2011 is een overzicht van de in 1995 aangelegde kustverdediging bestaande uit een combinatie van een dwarsdam, strandhoofd en een zandsuppletie (uit Teerenstra, 1999). 38 Morfologie van Vlieland

4 Detailanalyse van het recente en kustgedrag 4.1 Inleiding In dit hoofdstuk bekijken we de ontwikkeling van de kustlijn in meer detail op basis van de strandlijnen (MLW, MHW-en DF) en profielen. De strandlijnen zijn bepaald uit de Jarkus database over de periode 1965-2015. Met behulp van de strandlijnen en analyse van de profieldoorsnede proberen we het verloop in de berekende MKL positie beter te begrijpen. Op basis van de morfologische kenmerken, maken we hiervoor onderscheid in 3 deelgebieden: de Vliehors, de centrale eilandkust en Vlieland Noordoost. In Figuur 4.1 worden deze 3 gebieden aangegeven. Deze figuur geeft tevens een samenvatting van de algemene kenmerken van de morfologische veranderingen die volgen uit de analyse, zoals uitgevoerd in dit hoofdstuk. Vlieland Noordoost Vliehors Figuur 4.1 : Indeling Vlieland in gebieden met verschillend kustlijngedrag. De contourlijnen geven de positie van de 0m lijn in 5-jaarlijks interval tussen 1965 en 2015. De zuidkant van Vlieland, de Vliehors, wordt gedomineerd door een grote dynamiek en toename van de zandvolumes, een zuidelijke verplaatsing van de strandlijnen. Deze hangen samen met het aanlanden van banken en platen vanuit de buitendelta van het Eierlandse gat (zie paragraaf 4.2). De centrale eilandkust ligt over het algemeen heel stabiel in positie. Het zuidelijke deel, zeekant van de Vliehors, vertoont een overwegend zeewaartse trend, het middendeel waar de strandhoofden liggen, is eigenlijk stabiel, het noordelijke deel staat onder invloed van de buitendelta. Hier lijkt het voorliggende vloedgeultje (periodiek) erosie te veroorzaken en zijn regelmatig terugkerende suppleties noodzakelijk (paragraaf 4.3). Het 39

noordelijke gedeelte van Vlieland wordt tegenwoordig juist gekenmerkt door stabiliteit. Sinds de uitvoering van grote verdedigingswerken tussen 1976 en 1995 blijft de kustlijn hier stabiel liggen (paragraaf 4.4). 4.2 Kustlijnontwikkeling van de kop van de Vliehors De kop van de Vliehors heeft zich sterk uitgebreid sinds 1965 (Figuur 4.2). Deze uitbreiding komt voornamelijk door het periodiek aanlanden en verhelen van banken van de buitendelta op de Vliehors. In Figuur 4.3 worden, aan de hand van vergridde Jarkus data, enkele van deze aanlandingen gedurende de periode 1984-2015 weergegeven. Figuur 4.2 : Bodemligging van de kop van de Vliehors in 2015 en de veranderingen in ligging van de 0m contour over de periode 1965-2015. In dit deelgebied is geen BKL vastgesteld dus de analyse beperkt zich tot de strandlijnen. De strandlijnen van MLW en MHW vertonen hier een positieve trend maar wel met relatief grote slingeringen door de tijd (zie Figuur 4.4). Deze slingeringen zijn het gevolg van het aanlanden van de bankgebieden. Afhankelijk van de fase in aanlanden is er erosie of sedimentatie te onderscheiden. Voorafgaand aan aanlanden wordt vaak een geultje gevormd dat tijdelijk voor een erosie zorgt. De grote zandvolumes die aanlanden zorgen ervoor dat er netto een aangroei van de kust plaatsvindt. Dit proces is variabel door de tijd, maar ook in de ruimte. In Figuur 4.3 is zo n verheling van een bank op de kop van het Bornrif goed te volgen tussen 1993 en 2001. In 1993 zien we aan de kop van de Vliehors een duidelijke spit of strandhaak. 40 Morfologie van Vlieland

Deze is gevormd door aanlanding van een bank rond 1992 (in 1990 is deze bank zichtbaar net voor de kust). De spit verplaatst zich langzaam zuidwaarts, tijdelijk geeft dit een verdieping tussen de spit en de kust, maar rond 1996 zien we dat de gehele spit verheelt. In 2001 en 2009 zien we een soortgelijk proces ontstaan. Ook in 2015 ligt er weer een groot bankoppervlak te wachten op aanlanding. Deze bank ligt nu wel iets meer zeewaarts en zal meer op de Noordwestzijde van Bornrif aanlanden. Een beter beeld van de invloed van deze aanlandingen op de kustlijnontwikkeling kan worden verkregen door analyse van de dwarsdoorsneden. In Figuur 4.5 t/m Figuur 4.8 worden 4 representatieve raaien (respectievelijk 3400, 3502, 3508 en 3513) getoond. Deze raaien liggen allen in het actieve aanlandingsgebied. Raai 3400 geeft een goed beeld van het opvullen van het geultje dat direct onder de Vliehors loopt. Rond 1965 had deze geul nog een diepte van bijna 10m. Sinds 2005 is het geultje volledig opgevuld en niet meer zichtbaar. Een tweede kleinere geul blijft vrij stabiel liggen op ongeveer 1250m tot de RSP. Sinds 1990 lijkt dit geultje zich wel iets landwaarts te verplaatsen en in diepte af te nemen. Raai 3502 geeft een beeld van de respons aan de waddenkant van de Vliehors, raai 3508 ligt in het zeegat, direct op de kop van de Vliehors en raai 3513 ligt aan de zeewaartse zijde. De grootste verplaatsingen van de kustlijn zijn te zien in raai 3508 waar het droge gedeelte van de Vliehors zich meer dan 1.5 km zuidwaarts heeft verplaatst in de periode 1965-2015. In dezelfde tijd is de geul geul onder de Vliehors een 300m noordwaarts verplaatst. Hierbij is de geuldiepte met bijna 10m afgenomen. Cruciaal voor de grote uitbreiding van de Vliehors is het ondiepe platform dat zich op een -2m NAP bevindt. Dit platform kan snel invullen met sediment. Vooral in de periode 1975 en 1980 is er een grote sprong gemaakt, waarschijnlijk gerelateerd aan de aanlanding van een bank. Na 1980 is deze accommodatieruimte veel kleiner. Er treden nog steeds aanlandingen op maar de respons (sprong) in kustlijnligging is dan veel beperkter. Het opvullen en dichtdrukken van de Geul onder de Vliehors komt eigenlijk in alle profielen richting het wad naar voren. Met name de uitbreiding en migratie van de zuidoostpunt van de Vliehors lijkt hier lokaal de geul dicht te drukken. Dit zorgt er dan voor dat het achterliggende geulgedeelte snel opvult met sediment (de bodemligging van 2015 geeft hier een goed beeld van). De geobserveerde periodieke plaataanlanding en verheling van het plaatoppervlak met de kust (Figuur 4.3) vertoont grote overeenkomsten met de aanlanding van bijvoorbeeld het Bornrif in Ameland (zie Elias et al. 2015; Beheerbibliotheek Ameland voor een uitgebreide analyse). Aan de Noordzeekant (raai 3513) hebben de aanlandingen meer het karakter van het verhelen van zandbanken. Tot ongeveer 2005 is dit een bijna continu doorgaand proces, en meestal liggen er meerdere banken tegelijk klaar die landwaarts migreren. Na 2005 zijn de bankaanlandingen minder duidelijk te volgen. Dit komt mogelijk door de vorming van een grotere bank voor de kust. In de periode voorafgaand vonden de grote plaataanlandingen meer richting het zeegat plaats. De bulk van het sediment lijkt zich dan ook als een strandhaak het zeegat in te verplaatsen. In de 2015 bodem zien we juist een groot plaatoppervlak meer aan de zeekant liggen. Gezien deze zeewaartse ligging, zou de toekomstige aanlanding van dit plaatoppervlak weer een zandgolf langs de Noordzeekust kunnen initiëren. 41

Figuur 4.3 : Aanlandingen op de Vliehors tussen 1984 en 2015. 42 Morfologie van Vlieland

Figuur 4.4 : Overzicht van de posities van hoogwater (HW), laagwater (LW) en duinvoet (DF) voor geselecteerde raaien (3400, 3502, 3508 en 3513) over de periode 1965-2015. 43

Figuur 4.5 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 3400 over de periode 1980-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Figuur 4.6 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 3502 over de periode 1980-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). 44 Morfologie van Vlieland

Figuur 4.7 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 3508 over de periode 1980-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Figuur 4.8 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 3513 over de periode 1980-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). 45

4.3 Kustlijnontwikkeling van de centrale eilandkust In de beschrijving van het gedrag van de centrale eilandkust kunnen we op basis van de geobserveerde dynamiek een verdere onderverdeling maken in 3 deelgebieden (Figuur 4.1). Een westelijk deelgebied, de Vliehors, hier grenst de kust aan een strandvlakte en is, ten zuiden van km.40, vrij om te bewegen. De BKL is hier niet vastgesteld en ingrepen zijn hier ook niet gedaan of nodig. De gemiddelde trend sinds 1965 is hier zeewaarts gericht. Het midden of centrale deel (km. 40-47.50) grenst aan de duinenkust van het eiland. Met uitzondering van het stukje kust tussen km.40 en km.42, wordt de strandlijnontwikkeling tot 1980 gedomineerd door een afname of stabiele ligging. Vanaf 1980 domineert een (kleine) toename in MKL volume. Dit is mede door het aanbrengen van enkele grote suppleties tussen 1997 en 2014 het geval. Wat opvalt in de strandlijnen zijn de in door de jaren heen relatief grote fluctuaties in ligging. Deze golfbeweging in de strandlijnen lijkt gerelateerd te zijn aan de voorliggende bankverplaatsingen (aanvullend onderzoek is hier nodig). Als de bank maximaal in hoogte is ontwikkeld en relatief ver zeewaarts ligt, is juist de MKL minimaal. Bij een slecht ontwikkelde bank, dit gebeurt na verheling van de bank met de kust, liggen de strandlijnen en de MKL overwegend verder zeewaarts. Deelgebied 3 ligt ten noorden van km.47.50. Hier wordt de kustlijnontwikkeling mede beïnvloed door de voorliggende geulen en banken van het zeegat van het Vlie. In de studie van Steyaert (1994) wordt gewezen op het belang van de Vliesloot voor de kustontwikkeling; zand dat door de waterstroming of golfwerking van dit kustgedeelte in de Vliesloot terechtkomt wordt door de sterke ebstroming naar de buitendelta getransporteerd. Het omgekeerde is het geval met het zandtransport in de zich ten oosten van de Vliesloot ontwikkelende vloedgeulen. Omdat de vloedstroom hier dominant is wordt vanuit de kust aangevoerd zand in de richting van de Richel niet meer afgevoerd met de eb. Zand wordt dus wel afgevoerd, maar komt niet (of slechts in geringe mate) terug in het kustvak. In deze paragraaf wordt de kustlijnontwikkeling in meer detail beschreven aan de hand van de dwarsprofielen raaien: 3800, 4217, 4500, 4700, 4898, 5095 en 5200 (Figuur 4.9 t/m Figuur 4.15). De bijbehorende MKL volumes zijn samengevat in Figuur 4.16 en de strandlijnontwikkeling in Figuur 4.4 (en Figuur 2.3 voor de langetermijn trends). 46 Morfologie van Vlieland

Raai 3800 Figuur 4.9 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 3800 over de periode 1965-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Figuur 4.9 geeft aan de hand van het dwarsprofiel een representatief beeld van de opgetreden verplaatsing van de kustlijn ter hoogte van uitbouwende deel van de Vliehors (km. 36-42). Zoals in Figuur 4.1 en Figuur 4.2 vanuit de contourlijnen af te leiden is, is het gebied ten zuiden van raai 4322 sinds 1965 zeewaarts en zuidwaarts uitgebouwd. Deze uitbreiding is ook in het verloop van de MKL tussen km.40 en 41 te zien. Ten zuiden van km.40 is de MKL (en BKL) niet berekend. Ter hoogte van km.40 vertoont de MKL een continue zeewaartse uitbouw van bijna 250 m sinds 1965 en ligt ver zeewaarts van de BKL. In noordelijke richting neemt de MKL toename, vooral recentelijk, sterk af. In bijvoorbeeld raai 4128 bereikt de MKL een maximale uitbouw rond 2000 en ligt eigenlijk vrij stabiel sindsdien. De sterke zeewaartse ontwikkeling over deze periode geeft voor de lange termijn wel een iets vertekend beeld. Zoals in Figuur 4.4 te zien is, begint juist in 1965 deze periode van uitbouw. Tot 1940 was de trend in het kustvak tussen km.38 42 juist landwaarts gericht. In de periode 1940-1965 was er een periode van uitbouw gevolgd door erosie en sinds 1965 zien we juist deze sterke aangroei. 47

Raai 4217 Figuur 4.10 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 4217 over de periode 1965-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Profiel 4217 ligt net ten noorden van de in 1957-1959 aangelegde strekdam C. De bliksemgrafiek van de GLW ligging over lange termijn (Figuur 2.3) suggereert dat er een grote doorgaande erosie optreedt tot aanleg van deze strekdam, gevolgd door een periode van kustvooruitgang (1960-1970) en een negatieve trend sindsdien. Deze ontwikkeling zien we niet direct terug in de strandlijnen (Figuur 4.4) en MKL ontwikkeling (Figuur 4.16). De strandlijnen laten juist een afname zien tot 1980 en een kustvooruitgang sindsdien. De MKL lag nog onder de BKL in 1980, maar is sindsdien bijna 150m zeewaarts verplaatst. Het is niet geheel duidelijk waar dit verschil vandaan komt. Ook de lange termijn tijdreeksen van de twee naastliggende profielen (4187 en 4293) vertonen een achteruitgang tot 1980 en een vooruitgang sindsdien. Het kustprofiel zelf wordt gedomineerd door een grote dominante bank op ruwweg 350m RSP (Figuur 4.10). Deze bank vertoont perioden van grote stabiliteit (bijv. 1965-1980 en 1985-2000). In 1980 dempt de bank tijdelijk uit. Dit is ook de periode waarin de MKL minimaal is. In de periode 1985-2000 vertoont de MKL een sterke, vrijwel lineaire stijging, dit is tijdens een periode waarin een stabiele, relatief hoge bank aanwezig is met een steil profiel en diepe trog. Vanaf 2005 fluctueert de MKL en is er geen dominante bank in het dwarsprofiel te onderscheiden. 48 Morfologie van Vlieland

Raai 4500 Figuur 4.11 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 4500 over de periode 1965-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Raai 4500 gelegen in het midden van de duinenkust vertoont een landwaartse trend van de strandlijnen en MKL tot 1980. Sinds 1980 lijken beide te stabiliseren. Een duidelijke reden voor deze kentering is niet direct te geven. De timestack van profielontwikkeling toont ook een duidelijk verschil in bankgedrag (Figuur 4.11). Tot 1980 lag de buitenbank eigenlijk vrijwel stabiel op een 350m tot RSP. Tussen 1983 en 1990 herschikken de banken zich, waarbij 1 bank richting de kust migreert en rond 1990 verheelt. Een tweede bank migreert zeewaarts en dempt uit. In 1995 is deze bank dan al niet meer zichtbaar. Aan de kust ontwikkelt zich wel een nieuwe bank die tot 2006 duidelijk zeewaarts verplaatst. De strandlijnen vertonen tot 1980 een duidelijke landwaartse verplaatsing. Vanaf 1980 lijken ze te stabiliseren. Over deze periode vertoont de MKL grote fluctuaties, maar is in totaal, over de gehele periode, toegenomen. Tussen 2000 en 2008 is er een negatieve trend in de MKL zichtbaar. Het is mogelijk dat dit het gevolg is van de bank die zich nu buiten de MKL zone bevindt en daardoor niet meer meetelt in de volumeberekening. 49

Raai 4700 Figuur 4.12 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 4700 over de periode 1965-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Raai 4700 bevindt zich tussen de in 1869 aangelegde strandhoofden 26 en 27. Na een forse teruggang van de kust voor aanleg van de strandhoofden treedt eerst een vertraging van de kustachteruitgang op tot ca. 1890, waarna een redelijk stabiele ligging van de kust volgt tot 1992 (Walhout, 1998). Tot 1960 bouwt de kust iets uit, maar sindsdien is de kust juist weer iets eroderend. In de MKL volumes is dit ook terug te zien. Deze volumes nemen af tot 1998, waarbij er in 1989 een overschrijding van de BKL volgt. Met de suppleties die sinds 1998 worden uitgevoerd blijft de MKL sindsdien op peil en zeewaarts van de BKL. Ook in dit profiel vertoont de MKL een grillig verloop met grote fluctuaties. De suppleties lijken het bankgedrag wel te veranderen. Zo zijn er in de periode 1986-1998 twee stabiele banken zichtbaar op 100 en 800m RSP (Figuur 4.12). Na de suppletie in 1998 is de binnenste bank vrijwel verheeld met de kustlijn en ligt de buitenste bank een 200m landwaarts. Een gedeelte van de MKL variaties kan mogelijk door dit verschil in bankenpatroon worden verklaard. Dit beeld lijkt te worden bevestigd door de suppletie in 2009. Na deze suppletie zien we dat er vooral zeewaarts, buiten de MKL zone, een grote bank wordt gevormd. Pas in 2012 zien we een opvulling van de tussenliggende trog, dit wordt gereflecteerd door de positieve MKL respons. Ten noorden van profiel 4591 zien we eigenlijk dat de vooroever verstoord is. Voor de kust ligt het ebschild van het Zuiderstortemelk (zichtbaar als ondiepte tussen 1500 en 2500m RSP). Tussen het ebschild en de kust ontstaat zo een trog of ondiepe geul. De breedte van deze trog en daarmee ook het belang als stroomvoerende geul varieert in de tijd. 50 Morfologie van Vlieland

Raai 4898 Figuur 4.13 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 4889 over de periode 1965-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Raai 4898 (Figuur 4.13) ligt naast het in 1876 aangelegde strandhoofd 37. Uit Figuur 2.3 en Figuur 4.4 volgt dat er voor aanleg van het strandhoofd kustachteruitgang optrad. Sinds de aanleg blijft de kust hier over een periode van 40 jaar min of meer stabiel in positie. Tussen 1920 en 1975 treedt er dan een zeewaartse verplaatsing op van 250 tot 300m. Sindsdien vertonen de strandlijnen weer een achteruitgang die eerst zichtbaar is in de GLW en GHW lijnen, maar sinds 1990 ook in de duinvoet. De duinvoet is een 60m landwaarts verschoven, maar ligt ook nog steeds 60 tot 80m verder zeewaarts dan in 1920. Tussen 1980 en 2007 nemen ook de MKL volumes sterk af (Figuur 4.16). Opmerkelijk is dat sinds 2000 de MKL bijna continue landwaarts van de BKL ligt ondanks de grote volumes die hier zijn gesuppleerd. Een gedeeltelijke verklaring voor deze negatieve MKL positie kan worden gevonden in de ontwikkeling van het kustprofiel, waar zich grote veranderingen in hebben voorgedaan. De vooroever van Raai 4898 wordt gevormd door de Zuiderstortemelk en aanverwante banken en geulen (Figuur 4.13). In de periode 1965-1990 lijkt het dwarsprofiel van de vooroever constant en bestaat uit een klein (vloed)geultje op 600-800m RSP. Dit geultje ligt ingeklemd tussen een noordelijke uitloper van het ebschild van het Zuiderstortemelk (800-1200m RSP) en zeewaarts daarvan ligt de geul Zuiderstortemelk. Vanaf 1990 zien we dat het geultje en ebschild landwaarts bewegen, zo n 250m tussen 1990 en 2005. Dit landwaarts bewegen zorgt ervoor dat zowel het strand erodeert, maar dat deze geul ook prominenter in de MKL zone tot uitdrukking komt. Na de vooroeversuppleties van 2007 en 2009 is het vloedgeultje hier vrijwel opgevuld. In 2014 zien we echter wel de vorming 51

van het bankje. Het is mogelijk dat de vloedgeul zich ook weer ontwikkelt. Naast de mogelijk, directe invloed van de aanwezigheid van een vloedgeultje dicht onder de kust op de MKL, is zo n geultje ook belangrijk voor de sedimenttransporten. Door deze geul wordt sediment efficiënt afgevoerd uit het kustvak, het Zuiderstortemelk in. Vanuit het Zuiderstortemelk wordt het verder door het systeem verspreid en is hiermee dan grotendeels verdwenen uit het oorspronkelijke kustvak. Er is dus wel afvoer van sediment, maar de aanvoer is slechts beperkt. De suppleties zijn hier niet verantwoordelijk voor het verdwijnen van het vloedgeultje. Het landwaarts verplaatsen en de uitdemping traden al op sinds 1990. Na de suppleties is het geultje wel vrijwel instantaan geheel opgevuld. Het landwaarts verplaatsen van het bankje heeft er ook voor gezorgd dat de hoofdgeul Zuiderstortemelk nu zo n 500 m dichter op de kust ligt dan in 1990. 52 Morfologie van Vlieland

Raai 5095 Figuur 4.14 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 5095 over de periode 1965-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Raai 5095 ligt naast strandhoofd 48 ( aangelegd in 1880). Voor aanleg was er kustachteruit gang in de orde van 5 m/jr. Na aanleg van het strandhoofd wisselen perioden van kleine achter- en vooruitgang elkaar af. De GLW beweegt tot ca. 1970 een 50 m landwaarts om vervolgens weer een 50m zeewaarts te verplaatsen tot 2000. De duinvoet vertoont een soortgelijke trend, hoewel de duinvoetpositie in 2000 wel een 20 tot 30 m landwaarts is verschoven. In de MKL zien we de zeewaartse verschuiving in de periode 1965-2000 terug. Sindsdien vertoont de MKL ligging grote fluctuaties. Het gemiddelde hiervan vertoont wel een negatieve trend. Het kustprofiel (Figuur 4.14) wordt gekenmerkt door een diep (-20m) Zuiderstortemelk dat zich dicht langs de kust uitstrekt. De geul zelf ligt over de gehele periode vrij stabiel. Wel is de geul tot 1990 iets landwaarts verplaatst en sindsdien weer wat zeewaarts. In de periode 1985-2000 verstoort een grote zandgolf het diepe gedeelte van de geul. Een belangrijk verschil in geulgedrag treedt op vanaf ongeveer 1995. Tot. 1995 zien we dat de zeewaartse geulwand eigenlijk heel stabiel ligt met een hoogste punt op -7m op 1000m RSP. In 2010-2015 is de geulwand sterk verflauwd, waardoor ook de geulbreedte toeneemt. Dit zou er op kunnen wijzen dat ook de stroomsnelheden door deze geul en de daaraan gerelateerde zandtransporten afnemen. De diepte op 100m RSP is daarbij toegenomen tot -12m. De 53

landwaartse geulwand is in steilheid toegenomen tussen 1965 en 2015; de onderkant beweegt landwaarts, maar de bovenkant zeewaarts. Dit resulteert in een uitbouw van de strandlijnen. Echter in de 2010-2015 metingen lijkt de geulwand juist een verflauwing te vertonen; de onderkant bouwt uit, en de bovenkant erodeert. Dit geeft juist een extra erosie van de strandlijnen. Raai 5200 Figuur 4.15 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 5200 over de periode 1965-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Profiel 5200 (Figuur 4.15) ligt naast strandhoofd 54 (aangelegd in 1916). Tot aanleg van deze strandhoofden was er een duidelijk kustachteruitgang zichtbaar (Figuur 2.3). Deze terugtrekking zet zich, sterk vertraagd, voor tot 1964. De tijdreeksen voor de periode 1964-1980 ontbreken, maar na 1980 zien we een stabilisatie van de duinvoet en GHW lijn. De MLW lijkt zich vooral rond 1995 zeewaarts te hebben verplaatsen en ligt daar nu stabiel. Dit is gerelateerd aan de kustuitbouw na de aanleg van een dam ter plaatse van km.54.05. Analoog aan profiel 5095 wordt het kustprofiel ook hier gedomineerd door een diep (-17m) Zuiderstortemelk, dat zich dicht langs de kust uitstrekt. De geul ligt stabiel in positie. Wel is de geuldiepte t.o.v. 1980 iets afgenomen. De laatste jaren (vanaf 1995) is de geul geleidelijk iets zeewaarts gemigreerd. De gehele geul, onder de -5m contour, is daarbij zeewaarts opgeschoven. In het hogere kustprofiel (> -5m) zien we deze verplaatsing nog niet terug. Een groot verschil is ook aanwezig in de voorliggende ondiepte, de bank die de scheiding vormt tussen Zuiderstortemelk en Vliestroom; deze is sterk in hoogte afgenomen. 54 Morfologie van Vlieland

Figuur 4.16 : Overzicht van de ontwikkeling van de MKL voor profiel 4000, 4217, 4500, 4700, 4898 en 5095 over de periode 1965-2015. 55

4.4 Kustlijnontwikkeling Noordoostzijde van Vlieland Het kustgedrag van de noordoostzijde van Vlieland over de periode 1965-2015 wordt samengevat door de ontwikkelingen van profielen 5395, 5410 en 5460 en weergegeven in Figuur 4.19 t/m Figuur 4.21. Raai 5395, op de kop van Vlieland, wordt gekenmerkt door de voorliggende diepe geul Vliesloot (Figuur 4.19). Deze getijgeul kromt zich als het ware om de kop van Vlieland heen. Ligt iets verder zeewaarts op de buitendelta, ligt direct langs de kust tussen km.51 en km.54.8 en vertakt zich in het bekken in een aantal kleinere geulenstelsel. De geul zelf ligt de laatste jaren eigenlijk vrij stabiel. Dit komt mede doordat de geul zich de afgelopen 2 eeuwen heeft ingegraven in keileemlagen. Daarnaast dragen de diverse dammen ervoor dat de landwaartse verplaatsing wordt beperkt. Figuur 4.17 geeft een beeld van de ontwikkeling van de kustzone tussen 1980 en 2015. Na 1995 zien we hier duidelijk de aangroei van de kust ten zuiden van strekdam 63. Na de initiële sterke aangroei blijft het strand goed behouden. Wat ook opvalt is de stabiliteit van de voorliggende geul en bank. Tot 1995 deden er zich relatief grote vormveranderingen in de geul en de aangrenzende bank voor. In de periode 1995-2005 blijven beide stabiel liggen. Sinds 2005 observeren we wel een verdieping van de geul, met name rond km.54.80. De erosie van het strand voor de aanleg van de strekdam en de aangroei daarna kan worden verklaard uit de dominante transport processen. Zo beschrijft Steyaert (1994): In de Vliesloot zelf is de ebstroming sterk dominant. Dit gegeven is van belang voor de kustontwikkeling van de oostpunt van Vlieland. Zand dat door de waterstroming of golfwerking van dit kustgedeelte in de Vliestroom terechtkomt wordt door de sterke ebstroming naar de buitendelta getransporteerd. Omdat de ebstroom zoveel sterker is dan de vloedstroom wordt zand, dat tijdens de vloed vanuit de kust naar dit gebied wordt aangevoerd gedurende de eb onmiddellijk weer naar de buitendelta afgevoerd. Het omgekeerde is het geval met het zandtransport in de zich ten oosten van de Vliesloot ontwikkelende vloedgeulen. Omdat de vloedstroom hier dominant is wordt vanuit de kust aangevoerd zand in de richting van de Richel niet meer afgevoerd met de eb. Dit in de richting van de Richel aangevoerde zand zorgt voor de opbouw van de noordkant van de Richel. Doordat wel zand van het kustgedeelte tussen het laatste strandhoofd en de havenhoofden door de ebstroming wordt afgevoerd en er hier geen aanvoer van zand is verplaatst de zeereep zich landwaarts. Eysink en van Banning (1994) concluderen door analyse van de (historische) bodemkaarten en literatuur dat: de kusterosie op de oostpunt van Vlieland primair het gevolg is van de afsluiting van de Zuiderzee. Dit had in eerste instantie tot gevolg dat de hydraulische condities op het Wad ten zuiden van oost-vlieland werden gewijzigd, waardoor het getijvolurne van de vloedkom van de Vliesloot groter werd en de toestroming naar de mond, met name bij eb, veranderde. De belangrijkste morfologische aanpassingen aan het gewijzigde hydraulische regime vonden plaats in de periode van 1932 tot 1972 in de vorm van het verleggen van de morfologische wantijen en het aanpassen van het geulenstelsel. Dit leidde tevens tot erosie van de oostpunt van Vlieland en, uiteindelijk, tot een serie van maatregelen ter verdediging ervan sinds 1976, die tot nu toe onvoldoende zijn gebleken. Naast de algemene trend tot erosie van de oostpunt van Vlieland als gevolg van het verruimen en verdiepen van de geulen voor de kop van dit eiland spelen ook geulontwikkelingen in de vloedkom zelf een rol. Deze ontwikkelingen beïnvloeden in belangrijke mate de oriëntatie van de Vliesloot oostelijk van de havenmond en daarmee de positie van de geulen ten opzichte van de oostkust van Vlieland. Ongunstige situaties ontstaan als een kleine zijtak van de Vliesloot, die eerder iets ten westen van coördinaat km.135 is ontstaan met een oriëntatie die dan bijna zuid-noord was, zich verder ontwikkelt. 56 Morfologie van Vlieland

Tijdens die ontwikkeling migreert de mond naar het oosten en als de geul op zijn hoogtepunt is, is hij pal zuidwest-noordoost gericht in een positie die vlak langs de oostkust van Vlieland loopt. Met de ontwikkeling van deze geul wordt minder water via de hoofdtak van de Vliesloot afgevoerd. Hierdoor krijgt de totale impuls van het ebwater ter plaatse van de samenvloeiing in het diepe deel voor de haven een andere, meer noordelijke richting. Hierdoor migreert de geul van de Vliesloot in de mond van de vloedkom dichter naar de oostkust van Vlieland. De huidige situatie is zeer ongunstig en vertoont veel overeenkomst met die van 1933, waarbij nu bovendien de geulen nog dieper en breder zijn. Figuur 4.17 : Overzicht van de morfologische ontwikkelingen langs de noordoostkop van Vlieland aan de hand van vergridde Jarkus data over de periode 1980-2015. 57

Raai 5395 (Figuur 4.19) geeft een representatief beeld voor het kustvak tussen km.53.79 en 54. Zowel de strandlijnen als de MKL laten een overeenkomstig beeld zien van sterke landwaartse verplaatsing tot 1995. Met de werkzaamheden in 1995 is de kust sterk zeewaarts verplaatst en sindsdien eigenlijk stabiel in positie gebleven. Ook de Jarkus profielen laten dit duidelijk zien. Tot 1995 vertoonde de voorliggende geul en het gehele kustprofiel een doorgaande landwaartse verplaatsing. Sinds 1995 ligt de geul stabiel in positie maar ook in diepte. Hierbij moet opgemerkt worden dat de geul over de afgelopen 10 jaar wel lijkt te verdiepen. De maximale diepte is niet anders dan voorheen, maar ligt wel dichter op de kust. De landwaartse verplaatsing van de strandlijnen is het gevolg van het opvullen van de bovenkant van de geulwand (tussen duinvoet en geul). Hierdoor wordt wel een veel steilere geulwand gevormd. De duinvoet zelf ligt sindsdien stabiel in positie. Het brede strand zorgt hier voor een effectieve bescherming van de duinvoet. Door deze bufferwerking zal duinafslag tijdens stormen zal daardoor in veel geringere mate optreden. Raai 5410 (Figuur 4.20) geeft een representatief beeld voor het kustvak gelegen tussen de strekdam en het strandhoofd (km. 54.05 en 54.20). Ook in deze raai zien we het omslagpunt in kustgedrag na uitvoering van de werkzaamheden in 1995. Tot 1995 vertoonde de MKL een negatieve trend en de strandlijnen verplaatsen zich over de periode 1980-1995 zo n 30m landwaarts. Sinds 1995 liggen de strandlijnen en MKL stabiel in positie en sinds 2008 duidelijk zeewaarts van de BKL. Ook de dwarsdoorsneden geven dit recent stabiele beeld weer. Vanaf 1996 ligt de landwaartse geulwand (en aansluitende kustprofiel) stabiel. Voor 1996 migreerde eigenlijk de gehele geul naar de kust toe. Sinds 1990 is de breedte van de geul met een 200m toegenomen door een oostelijke verplaatsing van de zeewaartse geulwand. Na een periode van afnemende diepte, zo n 2m tussen 1980 en 2008, neemt nu de geuldiepte weer toe (1m), terwijl de geulas iets in zeewaartse richting is verschoven. Het resultaat is dat het natte oppervlak iets groter is geworden waardoor wellicht de erosie zal afnemen. Ten zuiden van het strandhoofd (raai 5460) ziet het verloop van de MKL er niet veel anders uit. Tot 1995 nam deze sterk af en sindsdien is deze gestabiliseerd. Wel ligt deze MKL landwaarts van de BKL en vertoont een golvend karakter. Deze variaties in MKL positie zijn waarschijnlijk gerelateerd aan de frequent uitgevoerde (kleine) strandsuppleties. Het Jarkus profiel (Figuur 4.21) word hier gedomineerd door de voorliggende geul. Deze vertoonde tot 1995 een grote landwaartse verplaatsing van de gehele geul. Sinds 1995 is deze verplaatsing sterk afgenomen. De bovenkant van de geul (> -5m) ligt vrijwel stabiel. Het diepere gedeelte lijkt echter ook in de periode 1995-2014 nog iets landwaarts te verschuiven. Dit is vooral zichtbaar aan de teen van de geulwand waar de maximale diepte is toegenomen van -15m Nap tot -17m NAP. Samengevat betekent dit dat het kustvak, waar de werkzaamheden in 1995 zijn uitgevoerd, in 3 delen kan worden verdeeld. Ten noorden van de strekdam ligt de kustlijn ruim zeewaarts van de BKL. Hier is de bovenkant van het geulprofiel, tussen de twee ophangpunten gevormd door de strekdammen, opgevuld met zand. Deze opvulling zorgt voor een buffer tegen erosie van de duinvoet. Deze zone ligt daardoor heel stabiel in positie. Ook ten zuiden van de strekdam is de kust nagenoeg stabiel. Alleen dicht bij het havenhoofd is de BKL overschreden. Op deze locatie is ook niet de ruimte om een grote aanvulling te doen. Met behulp van de tot nu toe uitgevoerde kleine suppleties is de huidige MKL ligging wel te handhaven. 58 Morfologie van Vlieland

Figuur 4.18 : Ligging van de strandlijnen () en MKL-BKL voor raaien 5395, 5410 en 5460. 59

Figuur 4.19 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 5395 over de periode 1980-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). Figuur 4.20 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 5410 over de periode 1980-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). 60 Morfologie van Vlieland

Figuur 4.21 : Overzicht van de ontwikkeling van profiel 5460 over de periode 1980-2015 d.mv. dwarsprofielen (links) en een timestack (rechts). 61

5 Synthese: Morfologische gedrag en kenmerken Vlieland is ingesloten door de zeegaten Eierlandse Gat aan de zuidkant en het zeegat van het Vlie aan de Noordkant. Het eiland Vlieland behoort, gemeten door het aantal strandhoofden per km, tot de zwaarst verdedigde stukjes kust van Nederland. Eigenlijk bestaat het eiland uit twee delen: in zuidelijke deel kan de natuurlijke dynamiek vrijwel ongestoord plaatsvinden op de grootte strandvlakte de Vliehors. Hier vind geen kustlijnhandhaving plaats en is er geen BasisKustlijn gedefinieerd. Ingrepen zijn hier ook niet nodig. De aanlanding van platen en banken vanuit de buitendelta van het aangrenzende Eierlandse Gat hebben ervoor gezorgd dat de Vliehors zich sinds 1965 sterk heeft uitgebreid. Ook in de 2015 ligt er voor de kust weer een bank die gaat aanlanden. Aanlandingen op de kop van de Vliehors vertonen grote overeenkomsten met de aanlanding van het Bornrif op Ameland. Aan de Noordzeekant hebben de aanlandingen meer het karakter van het verhelen van zandbanken. Dit verhelen van zandbanken is tot 2005 een bijna continue doorgaand proces en sindsdien minder goed te volgen. Het centrale deel van het eiland is vrijwel geheel beschermd door strandhoofden (vanaf km.40). In de loop van de jaren zijn er 64 strandhoofden aangelegd, waarvan de eerste al in de periode 1854-1885 zijn gebouwd. De al eeuwen durende, grote kustachteruitgang van Vlieland lijkt na aanleg van de strandhoofden te zijn gestopt, of in ieder geval sterk vertraagd. Kijken we in wat meer detail naar het kustprofiel, dan zien we dat het huidige kustsysteem gekenmerkt word door een doorgaande, dominante bank. Deze bank strekt zich langs vrijwel de gehele eilandkust uit. Vanaf km.47.50 wordt de kustlijnontwikkeling mede beïnvloedt door de voorliggende geulen en banken van het Zeegat van het Vlie. In dit gebied (tussen km.46 en 50) is ook het merendeel van het suppletievolume neergelegd. Deze suppleties hebben een wisselend succes gehad op de MKL ontwikkeling. Mede door de uitwisseling met de buitendelta gedragen de suppleties zich niet als reguliere vooroeversuppleties. Doorgaande erosie vond wel plaats aan de noordoostzijde van Vlieland, waar het eiland onder invloed staat van de getijgeulen Vliesloot en Zuiderstortemelk. Deze geulen bepalen in grote mate de kustlijnontwikkeling aan de noordoostpunt van Vlieland. De Vliesloot heeft zich in de afgelopen 2 eeuwen ingegraven in keileemlagen en ligt daardoor eigenlijk vrij stabiel, maar zorgt wel voor hoge stroomsnelheden dicht onder de kust. Door duinafslag toegeleverd zand wordt wel afgevoerd door de geul, maar er is geen aanvoer terug het strand op naar het duin. De zeereep heeft zich in het verleden daarom landwaarts verplaatst. In de laatste 20 jaar zijn er verschillende maatregelen genomen om de kusterosie tegen te gaan. Na constructie van een strandhoofd en strekdam in 1995 heeft de vooroever zich sterk uitgebreid. Ten zuiden van het strandhoofd lijkt de kust gehandhaafd te kunnen worden door het periodiek aanbrengen van kleine suppleties. Grote suppleties zijn hier niet mogelijk omdat het strand hier grenst aan een diepe getijdengeul. 62 Morfologie van Vlieland

Figuur 5.1 Samenvatting morfologische kenmerken van het morfologische systeem Vlieland. 63