Fanøs tilblivelse

 

 

 

Den danske vadehavsregion  

 

Landskabets tilblivelse.

 

Det vestjyske landskab består af istidsaflejringer. Bakkeøerne består overvejende af aflejringer fra næstsidste istid, de mellemliggende hedesletter af smeltevandssand fra sidste istid, aflejret på et tidspunkt, da havspejlet lå 120 m lavere end i dag. Havspejlets varierende højde har haft en afgørende indflydelse på kystliniens beliggenhed og form, på udviklingen af prilsystemerne, samt på dannelsen af udstrakte moseområder inden for den lavtliggende kystregion.

 

 

Landskabsformer

 

Sandtransport

 

 

Undersøgelser over sandtransporten inden for den danske vadehavsregion har vist, at denne søger at udfylde området mellem det jyske fastland og »ligevægtslinien«. Vadehavets årlige sandtilførsel anslås til omkring 200.000 M3. Mens Skallingens kystlinie således næsten har nået ligevægtslinien, ligger Mandø og Rømø stadig langt mod øst. Det vældige højsand Kore Sand sydvest for Mandø ligger på kurven, mens Rømøs brede Havsand fortsat vokser vestpå. Flodstrømmen sørger for en stærk sandtilførsel, særlig fra nordvest og vest. Det danske vadehav har derfor en langt gunstigere materialebalance end for eksempel det hollandske. Det vokser! Transporten af sand over større afstande skyldes i første række brændingen, særlig under stærke storme.  

 

 

vadehavet

 

 

 

IMAGE002

Vade

IMAGE004

Marsk

IMAGE006

Klinter i bakkeø

 

 

Det danske vadehavsområdes form bestemmes i første række af to punkter. Det nordlige punkt er Horns Rev, hvis kerne af moræneaflejringer strækker sig 40 km til havs ud for Blåvandshuk, Danmarks vestligste punkt. Blåvandshuk selv er opbygget af 25 m mægtige marine sandaflejringer overlejret af en 20-25 m høj klitzone, som fortsætter sig nordpå langs kysten, mens istidslagene ligger i betydelig dybde. Kystliniens sydlige ophængspunkt er Roter Kliff på Sild, der ligesom øens øvrige geest-kerne er opbygget af tertiære og kvartære lagserier. Mellem disse to punkter har vind, tidevand og strøm skabt det danske vadehavslandskab.

 

 

Vadehavet.

 

Det danske vadehav omfatter et areal på 850 km2, det begrænses mod nord af Ho Bugt, i syd af Listerdyb og mod vest af halvøen Skallingen og vadehavsøerne Fanø og Rømø samt højsanderne Søren Jessens Sand, Peter Meyers Sand og Koresand og den tilgrænsende ø Mandø. I Ho Bugt ligger klitøen Langli, syd for Rømø halligen Jordsand. Vaderne samt de nævnte højsander, der kun vanddækkes ved ekstraordinære højvander omfatter omkring 70 % af det danske vadehav. Også Kiilsand sydøst for Fanø er et højsand. Vadehavets niveauer angives i forhold til Dansk Normalnul (DNN), der ligger 14 cm under det tysk- hollandske nulpunkt. Et fast havspejl og en fast kystlinie er i en tidevandsregion noget rent teoretisk, idet man her ikke er i stand til trække nogen skarp grænse mellem hav og land. En del steder markeres denne grænse dog forholdsvis præcist gennem en 20-50 em høj forlandsklint. Den naturlige geografiske kystlinie ligger inden for det danske vadehav ved en middelhøjde mellem + 0,7 og + 1,0 m DNN, - hvilket omtrent svarer til MHV.

Ved hver tidevandsperiode strømmer omkring 1 mrd. M3 vand gennem de fire dyb, Lister Dyb, Juvre Dyb, Knudedyb og Grådyb. Siden Rømødæmningens bygning i 1947 er området tvedelt. Allerede i 1927 var Lister Dybs tidevandsområde blevet lukket mod syd ved Hindenburgdæmningens anlæg, nu blev det også lukket mod nord og omdannet til et kunstigt afgrænset bassin. Gennem det indtil 50 m dybe Lister Dyb står det i forbindelse med Nordsøen. Det danske vadehavs nordlige del mellem omfatter tre naturlige tidevandsområder, ovennævnte tre dyb, der kun er 12-13 m dybe og af 3-4 dybe barrer på havsiden.

 

 

vandstroemme

 

 

 

Grådyb

 

Da Esbjerg havn blev anlagt for godt hundrede år var Grådyb 3-5 m dyb ved barren. I perioden mellem 1.- verdenskrig og 1968 blev sejlrenden uddybet indtil 6 1/2 m, dag indtil 9 1/2 m, idet dybderne beregnes i forhold til springtidslavvande. I Grådyb er sammenhængen mellem sandtransport og dybets længde og dybde særlig iøjnefaldende. Hårde vinterstorme kan ændre situationen påfaldende, ja selv en forholdsvis beskeden aftagen i vandudskiftningen ville medføre store Ændringer. tidevandsområde er opbygget med skøn symmetri. Ho Bugts udvikling betinger tilstedeværelsen af et dyb, Hobodyb, beliggende mellem øen Langli og Skallingen. Langli er en rest af bronzealderens Skallingen, mens nutidens halvø er opbygget ved recent sandaflejring. Ud fra en begyndende strandvoldsdannelse har havet gennem en enorm sandtilførsel opbygget et højsand, som siden voksede sammen med fastlandet ved Blåvand, således at nutidens halvø dannedes. Johannes Mejers kort fra 1648 og Videnskabernes Selskabs Kort 1805 viser stadier i denne udvikling. fastlandet ved Ho er sandsynligvis allerede blevet under en transgression omkring 200-600 e. kr. trinvise nyskabelse i sydvestlig retning må opfattes som tilpasning til den omtalte ligevægtslinie.

 

 

Fanø

 

Fanø er blevet dannet på et endnu tidligere og dens tilblivelse er forløbet mere gradvis end Langli Skallingens trinvise nyskabelse. Ligesom på Rømø demonstreres Fanøs tilblivelse af tre paralleltløbende klitrækker med mellemliggende strandflader, grønninger der illustrerer øens vækst vestpå. Særlig Fanøs kystlinie vokser fortsat ved sandtilførsel gennem Søren Jessens Sand.

 

 

soeren jessens sand

 

 

 

 Processerne omkring Grådyb har sammenhæng med sandtilførselen fra nordvest. Sandet kan passere dybet på forskellig vis, enten som en transport hen over den ydre barre, som en flytning af sand når barre-dybet forskydes eller ved hjælp af tidevandsstrømmenes bevægelser. Tidevandet har let ved at passere Grådyb under ebben, der er nordvestgående. Floden, derimod, går mod sydøst og må i mundingen dreje mod urviseren, før den kan fortsatte ind gennem dybet. Herved tabes hastighed, hvilket betinger dannelsen af Søren Jessens Sand. Grådybs udvikling dokumenteres af en række opmålinger. Geodætisk Instituts første opmåling er udført 1874, revideret 1954. En nyopmåling udførtes 1968 og revideredes ved flyfotos i 1974. Man iagttager hvordan Skallingens sydende nedbrydes, idet den samtidig forlægges vestpå. Samtidig angribes Skallingens østside af Hobodybs ebbestrøm, hvorved halvøen bliver stadigt smallere. På Grådybs sydside forløber Ændringerne med modsat fortegn, som det allerede er demonstreret ved dannelsen af Søren Jessens Sand. Mellem dette højsand og Fanø fandtes frem til 1960 en markeret rende, Hamborg Dyb, som derpå hurtigt tilsandede, samtidig med at højsandet voksede sammen med Fanø, og en tilgroning skabte en ny grønning foran havklitten. Sandpålejringen forskyder sig sydover langs kysten. Foran badehotellerne ved Fanø Vesterhavsbad er der således tale om en 300 m bred strandzone. Vestsiden af Søren Jessens Sand rykkede fra 1950-60 200 m østpå, dets østside vandrede hele 400 m, mens tilvæksten mod syd androg 4-500 m.

Mellem Fanø og Mandø findes to adskilte dyb, den nordlige Galgestrøm med dybder på op til 5 m, og det store sydlige Knudedyb med indtil 13 m vand. Mens Grådyb er et smalt, veldefineret løb af ca. 1 km bredde, er Knudedyb langt bredere, samtidig med at dets tidevandsområde er ensidigt udviklet mod nord. Syd for Esbjerg viger det jyske fastland 6-10 km østpå, hvilket forklarer, at Knudedybs tidevandsområde alligevel er større end Grådybs. Et andet karakteristisk træk ved dette område er tilstedeværelsen af et højsand, Kiil Sand, inden for ørækken. De øvrige er alle placeret vest for denne med tilknytning til dybene. Udover Knudedybs eget ebbevolumen på 205 mio. m vand modtager den ved overløb over sit sydlige vandskel yderligere 10 mio. m3, men afgiver til gengæld 15 mio. m3 over det nordlige - et tilskud til Grådyb. Juvre Dyb ligger smalt og veldefineret mellem Rømø og Kore Sand. Ved overgangen til det egentlige Vadehav deler det sig i to dyb, det nordlige Østerdyb og det sydlige Nørredyb, begge med 12 m dybde.

 

 

 

Tidevandsområdet er udpræget symmetrisk og begrænset af Mandø Ebbevej og Rømødæmningen. Da man mod slutningen af 1930'erne planlagde Rømødæmningen, var det nærliggende at følge vandskellet for mindst muligt at gribe ind i de naturlige afløbsforhold. Dette indebar imidlertid, at dæmningen ville ende nær øens nordspids, hvilket af trafikale grunde var upraktisk. Derfor blev den anlagt nogle km sydligere, hvorved man afskar et 3 km2 stort bassin fra dets naturlige afvanding mod syd. I de følgende år fandt dette bassin afløb nordpå gennem en beskeden pril som nu voksede sig stor, Juvre Pril. Den nærmede sig diget i et bredt sving, hvor ebbestrømmen år efter år skar sig længere ind i diget. I 1965 byggede man derfor et tilbagetrukket dige, efter at man først forgæves ved springninger havde søgt at skaffe bassinet afløb østpå. Lister Dyb fører ind til det største af tidevandsområderne, idet dybet afvander omkring halvdelen af det her omhandlede vadehav. Halvdelen ligger dog på tysk område, idet grænsen går midt gennem Lister Dyb. Før Rømø- dæmningens bygning overdrog en nordgående reststrøm 15 mio. m3 til Juvre Dybs tidevandsområde, en vandmængde, der efter dæmningens anlæg yderligere skulle ud gennem Lister Dyb, hvilket medførte, at dybet måtte indstille sig på en ny ligevægt med en forøgelse af maksimaldybderne fra 35 m til 50-60 m som følgevirkning. Mellem to af Lister Dybs tidevandsrender - Rømø Dyb og Højer Dyb - ligger vildtreservatet Jordsand.

 

 

Tidevand

 

Også vandskellenes beliggenhed mellem de fire store dybs afvandingsområder karakteriserer det danske vadehav. Den svdfra kommende tidevandsbølge og den mod nord aftagende tidevandsforskel - Højer 2 m, Esbjerg 11/2 m - forskyder tidevandsskellene nordpå.

 

 

Øerne er opstået ved tilførsel af sand

Tidligere blev ø rækken opfattet som en gammel kystlinie, som havet i følge en landsænkning havde gennembrudt. I dag er det vor opfattelse, at de sidste 4000-5000 års vedvarende havspejlsstigning har tilført kystområder sand af tilstrækkeligt omfang til at opbygge områdets vader, højsander og øer, og at denne opbygning fortsætter den dag i dag.

Vadehavet og dets kystlinie repræsenterer altså ikke en erosionsrest, men er resultatet af en dynamisk ligevægt, der opretholdes af vindvirkeresultanten i kombination med et materialeoverskud, og hvor tidevandets virksomhed er ansvarlig for detailformerne. Fjerner vi en ø, ville nye sandflak dannes i løbet af nogle århundreder på samme sted, ovenpå hvilke en ny ø efterhånden ville opbygges ved klit- og marskdannelse.

Det har længe været diskuteret, om Vadehavet er opstået som en tange med en bagvedliggende strandsø, eller som en strandvold med bagvedliggende vader. Tanger er i deres ene ende ophængt på kysten og forlanges ved stadig sandtransport parallelt med kysten.

En strandvold opstår som regel ved, at brændingen først opbygger en sandrevie, som derpå efterhånden stormopbygges til over højvandsniveau, og siden yderligere kan forhøjes ved klitdannelse.

Både tanger og strandvoldssystemer består ofte af flere parallelle sand- eller grusrygge. I strandvoldene findes som regel flere åbninger, gennem hvilke havet står i forbindelse med det bagvedliggende vand. Tidevandet kan uhindret passere, i hvert fald betydelig lettere end ved strandsøer, hvor kun en meget snæver åbning forbinder hav og lagune. På grundlag af undersøgelser langs det vestlige Hollands fastlandskyst ved vi nu med sikkerhed, at strandvoldene her danner kystens rygrad. Sandsynligvis gælder det samme for Vadehavet.

 

 

 

De pleistocæne lag i Nordsøens kystområde gennemskæres af flere havvendte dalstrøg. Disse dalstrøg er indtil 30 m dybe, og stammer overvejende fra Weichselis- tiden, sandsynligvis dannet som smeltevandsdale. Mens havspejlet i løbet af atiantikum for 5000 år siden steg hurtigt, udformede havet langs randen af fastlandets istidsaflejringer - i Tyskland kaldet geest - en indtil 20 m høj klintkyst. Af det bortskyllede materiale opbyggedes i klintkystens forlængelse en række små krumoddesystemer, der er særlig velbevarede i Ditmarsken umiddelbart nord for Elbmundingen.

Først omkring år 1000 anlagdes de første diger, og de fortsatte menneskelige indgreb har siden indsnævret Vadehavet til dets nuværende omfang. Mens de hollandske vadehavsøer danner en forholdsvis udlignet kystlinie, er de østfrisiske forskudt kulisseagtigt i forhold til hinanden.

Hovedårsagen til dette er de underliggende istidslag, der danner en fast kærne under nogle af øerne. Desuden trænger flodstrømmen ind gennem dybene i sydøstlig retning, mens ebbestrømmen l syd-nordligt. Herved angribes øerne stærkere i vesi hvor den passerende flodstrøm aflejrer nyt land.

Vadehavsøerne Texel og Terschelling er forblev (historisk tid på grund af deres kerne af istidslag samme gælder Borkum og Langeoog. Derimod vi mellemliggende øer ved nedbrydning af den ene, af den anden ende. Blandt øerne langs den slesvig-holstenske kyst geestøerne Sild, Føhr og Amrum kerner af istidslag resterne af et langt større geestområde, som i atian størstedelen blev nedbrudt af havet. Nordstrand Peliworm er inddigede marskøer.

De uinddigede halliger repræsenterer til dels resi større marskområde, som vidtgående blev udsleti stormfloden i 1634. Stormfloden ramte et vadehavslandskab, hvis forlandsmarsk siden 1000-tallet var blevet inddiget ud fra en række værfer. På områdets landvendte side dannedes i løbet af 1600-tallet et vidtstrakt moseområde, der kun bød havets fremtrængen ringe modstand. Rester af disse moser er bevaret som underlag for ny forlandsmarsk. De danske øer Rømø, Mandø og Fanø minder om og Niedersachsens. 

 

 

 


Gå til top