Inhalt

  Abbildungsverzeichnis  6

Tabellenverzeichnis S.   8

I  Einleitung  9

II  Stand der Forschung  11

II.1  Die Entstehung der Ostsee  11

II.1.1  Das Präquartär  11

II.1.2  Das Pleistozän  12

II.1.3  Nacheiszeit  13

II.2  Die heutige Ostsee  16

II.2.1  Geologische und tektonische Bedingungen  16

II.2.2  Landformen  16

II.2.3  Klima und Wasserhaushalt  17

II.3  Die schleswig-holsteinische Fördenküste  19

II.3.1  Raumeinheit  19

II.3.2  Genese  21

II.3.3  Rezente Morphogenese  22

II.3.3.1  Die Küstenform  22

II.3.3.2  Küstendynamik  23

a)  Faktoren und Bedingungen  23

b)  Sedimente und Sedimenttransport  25

c)  Akkumulationsformen  29

  III Forschungsdefizit und Zielsetzung  32

IV  Datengrundlage und Methodik  35

V  Rückgangsdynamik und Steiluferrückgang  36

V.1  Schemata der Uferrückbildung  36

V.2  Abbruchsdynamik an ausgewählten Steilufern  39

V.2.1  Steilufer an Außenküsten  43

V.2.2  Steilufer in der Eckernförder Bucht  58

V.3  Rekonstruktion der ehemaligen Klifflinien  67

VI  Auswertung der Ergebnisse  74

  VII Zusammenfassung und Ausblick  78

  Literaturverzeichnis  79

  Danksagung  81

Anhang S.   82

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Abbildungsverzeichnis

Abb.1 Morphologische Gliederung der deutschen Ostseeküste Quelle: Liedtke/Marcinek 2002: 346

Abb.2 Weichseleiszeitlicher Eisvorstoß in Schleswig-Holstein Quelle: Schmidtke 1995: 43

Abb.3 Die vier Stadien der Ostsee im Postglazial Quelle: Newig/Theede 1985: 63

Abb.4 Die Meerenge des Großen Belts

Quelle: http://de.wikipedia.org/wiki/Großer_Belt, 3.1.2010

Abb.5 Übersicht über die deutsche Fördenküste Quelle: Meyers Universalatlas 2003: 20

Abb.6 Gliederung der Ostseeküste Schleswig-Holsteins Quelle: Sterr 1988: 5

Abb.7 Strand am Surendorfer Kliff Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.8 Orbitalbahnen von Wellen

Quelle: BÜSCHING, F.: Küsteningenieurwesen 2002/ 02.3 http://www.hollow-cubes.de/buesching/Rep_Kuestening/Kw02.pdf, 1.3.2010

Abb.9 Modell der küstennahen Strömungsverhältnisse Quelle: Köster/Schwarzer 1996: 28

Abb.10 Sandriffe in der Eckernförder Bucht Quelle: Google Earth, Dezember 2009

Abb.11 Abriegelung von Buchten durch Sedimenttransport Quelle: Google Earth Dezember 2009

Abb.12 Prinzip der Steilküstenentwicklung Quelle: Sterr 1988: 60

Abb.13 Kliffabbruch und Hangschuttfächer am Brodtener Ufer Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.14 Hangunterschneidung des Steilufers von Nör Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.15 Prinzip des Steiluferrückgangs Quelle: Schrottke 2001: 8

Abb.16 Überblick der ausgewählten Steilufer Quelle: Google Earth, Dezember 2009

Abb.17 Das Steilufer Schönhagen Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.18 Ufer Schönhagen

Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1326 Schönhagen

Abb.19 Geschiebemergel Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.20 Strand am Schönhagener Ufer Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.21 Die Mündung der Schlei um 1879

Quelle: LVA Schleswig-Holstein TK 25 Preußische Landesaufnahme

Abb.22 Die Mündung der Schlei um 2005

Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1326 Schönhagen

Abb.23 Das Steilufer Stohl Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

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Abb.24 Steiluferrücksprung durch Geländeeinschnitt - Bachmündung bei Stohl Quelle: LVA S-H 2005 TK 25 1526 Dänischenhagen / eig. Aufn. Oktober 2008

Abb.25 Sedimenttransport am Steilufer Stohl Quelle: Google Earth, Januar 2010

Abb.26 Das Steilufer Schilksee Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.27 Ufer Schilksee

Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1527 Laboe

Abb.28 Abbruch der Kliffoberkante bei Schilksee Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.29 Sedimenttransport in der Kieler Bucht Quelle: Google Earth, Februar 2010; www3.ndr.de, 31.1.2010

Abb.30 Das Steilufer Satjendorf Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.31 Ufer Satjendorf

Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1629 Giekau

Abb.32 Militärgelände am Steilufer von Satjendorf Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1629 Giekau

Abb.33 Das Steilufer Brodten Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.34 Ufer Brodten

Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2004 TK 25 2031 Travemünde

Abb.35 Brodtener Ufer an der Hermannshöhe Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.36 Strand bei Travemünde Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.37 Sedimenttransport am Steilufer von Brodten Quelle: Google Earth, Februar 2010

Abb.38 Das Steilufer Nör Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.39 Ufer Nör

Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2009 TK 25 1525 Eckernförde

Abb.40 Hangrutschung Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.41 Nehrungsbildung in der Eckernförder Bucht Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2009 TK 25 1525 Eckernförde

Abb.42 Das Steilufer Surendorf Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.43 Militärplattform bei Surendorf Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.44 Ufer Surendorf, Dänisch-Nienhof, Stohl Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1526 Dänischenhagen

Abb.45 Zaun- und Betonreste am Surendorfer Ufer Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.46 Dünenbildung in der Eckernförder Bucht Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1526 Dänischenhagen

Abb.47 Das Steilufer Dänisch-Nienhof Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008/Mai 2009

Abb.48 Abgebrochene Kliffkante bei Dänisch-Nienhof Quelle: eigene Aufnahme, Mai 2009

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Abb.49 Düne auf Strand bei Dänisch-Nienhof Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Abb.50 Sedimentation an der Küste von Dänisch-Nienhof Quelle: LVA Schleswig-Holstein 2005 TK 25 1526 Dänischenhagen

Abb.51 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Schönhagen Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 1326 Schönhagen, 2005

Abb.52 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Stohl Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 1526 Dänischenhagen, 2005

Abb.53 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Schilksee Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 1527 Laboe, 2005

Abb.54 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Satjendorf Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 1629 Giekau, 2005

Abb.55 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Brodten Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 2031 Travemünde, 2004

Abb.56 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Nör Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 1525 Eckernförde, 2009

Abb.57 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Surendorf Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 1526 Dänischenhagen, 2005

Abb.58 Rezente und historische Klifflinien am Steilufer Dänisch-Nienhof Quelle: eigene Erstellung in ArcGis auf TK 25 1526 Dänischenhagen, 2005

Abb.59 Sandriffe in der Eckernförder Bucht Quelle: Google Earth, Januar 2010

Abb.60 Warnhinweis am Steilufer von Schönhagen Quelle: eigene Aufnahme, Oktober 2008

Tabellenverzeichnis

Tab.1 Überblick der Rückgangraten

Quelle: KANNENBERG (1951: 87), STERR (1988: 97), ZIEGLER/HEYEN (2005)

Tab.2 Daten zum Uferrückgang an Außenküsten

Quelle: KANNENBERG (1951: 87), STERR (1988: 97), ZIEGLER/HEYEN (2005)

Tab.3 Daten zum Uferrückgang in der Eckernförder Bucht Quelle: KANNENBERG (1951: 87), STERR (1988: 97), ZIEGLER/HEYEN (2005)

Tab.4a Rückgangsraten zur Ermittlung der ehemaligen Klifflinien Quelle: KANNENBERG (1951: 87), STERR (1988: 97)

Tab.4b Rückgangsraten zur Ermittlung der ehemaligen Klifflinien Quelle: KANNENBERG (1951: 87), ZIEGLER/HEYEN (2005)

Tab.5a Gesamtrückgang der Steilufer - Brodten

Quelle: eigene Berechnung, nach ZIEGLER/HEYEN (2005: 70), KANNENBERG (1951: 87)

Tab.5b Gesamtrückgang der Steilufer - Schönhagen, Surendorf, Dänisch-Nienhof, Stohl, Schilksee

Quelle: eig. Berechnung, nach STERR (1988: 97) und KANNENBERG (1951: 87)

Tab.5c Gesamtrückgang der Steilufer - Satjendorf

Quelle: eigene Berechnung, nach ZIEGLER/HEYEN (2005: 69), KANNENBERG (1951: 87)

Tab.5d Gesamtrückgang der Steilufer - Nör

Quelle: eigene Berechnung, nach STERR (1988: 97), KANNENBERG (1951: 87)

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I Einleitung

Denkt man an die deutschen Küsten, so fallen einem die Nord- und die Ostsee ein. Erstere liegt westlich von Schleswig-Holstein, letztere östlich des nördlichsten Bundeslandes. Überlegt man weiter, so erinnert man sich gegebenenfalls an das Wattenmeer, die Halligen und an Inseln wie Sylt und Rügen. Dies ist jedenfalls der Eindruck, den ich habe, wenn ich jemandem von meiner Wissenschaftlichen Arbeit erzähle. Dabei gibt es noch weit mehr interessante Küstenabschnitte entlang der deutschen Gewässer. Einer davon ist die Fördenküste. So unbekannt ihr Name sein mag, umso mehr kennt man doch die Städte, die an ihr liegen: Flensburg, Kiel, Lübeck. Die Fördenküste erfährt aber nicht nur von der Öffentlichkeit eine geringe Aufmerksamkeit, sondern offenbar auch von der Forschung. Dies wurde mir ersichtlich, als ich anfing, nach Literatur und digitalen wissenschaftlichen Beiträgen zu suchen. Dabei ist diese Raumeinheit alles andere als inaktiv und für Strandbesucher alles andere als ungefährlich.

Diese Arbeit befasst sich also mit einer touristisch und wissenschaftlich noch recht unentdeckten Region. Mein Augenmerk liegt dabei auf der historischen und rezenten geomorphologischen Genese der deutschen Förden. Zunächst einmal möchte ich diese Raumeinheit in den Gesamtraum der deutschen Ostseeküste einordnen. Von der 412 560 km² umfassenden Gesamtfläche des Baltischen Randmeers nimmt die deutsche Ostsee den stark gegliederten südwestlichen Teil ein. Sie beginnt im

Abb. 1: Morphologische Gliederung der deutschen Ostseeküste Quelle: LIEDTKE/MARCINEK 2002: 346

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Nordwesten in der Flensburger Förde mit der gleichnamigen Stadt und zieht sich gen Osten über 724 m Außenküste bis nach Ahlbeck auf Rügen. Dabei verändert sich die Küstengestalt von West nach Ost: bis in den Kieler Raum (genau genommen bis nach Lübeck) verläuft die Fördenküste. Ihr schließt sich die holsteinische und westmecklenburgische Buchtenküste an, welcher nach Osten die vorpommersche Boddenküste mit ihren Haken und Nehrungen folgt. Damit hat die deutsche Ostseeküste Anteil an den beiden Becken der Beltsee und der Arkonasee. Die unterschiedliche Gestalt der drei Küstenabschnitte ist bedingt durch die variierende Exposition zur Hauptangriffsrichtung der Wellen und des Windes (LIEDTKE/MARCINEK 2002).

Die westlichste deutsche Küsteneinheit, die Fördenküste, unterscheidet sich von den anderen durch ihre lang gestreckten Buchten. Morphogenetisch und vom Namen her verwandt ist diese Küstenformation mit den Fjorden Norwegens. Im Gegensatz zu diesen im Kristallin eingetieften Buchten unterliegen sie allerdings aufgrund ihres wenig erosionsresistenten Untergrunds der holozänen Weiter- und Umformung (LIEDTKE/MARCINEK 2002). Besonderes Merkmal ist der Wechsel von Flachküste und Kliffküste. Diese morphologische Unregelmäßigkeit versucht das Meer durch „Abrasion der Vorsprünge einerseits und Abschließung der Buchten andererseits“ (SCHOTT 1956: 43) auszugleichen. Besonders betroffen von diesem Ausgleichsprozess sind die stärker exponierten Außenküsten (SCHOTT 1956). Von der 556 km langen schleswig-holsteinischen Ostseeküste (Gesamtlänge) zwischen Flensburg und Lübeck nehmen die insgesamt 181 Steilufer eine Länge von 148 km ein. Davon wiederum bilden 85 Uferabschnitte sogenannte aktive Kliffs mit rezentem Abbruch (ZIEGLER/HEYEN 2005).

Für diese Arbeit habe ich acht Steilufer ausgewählt, anhand derer ich die rezente Morphodynamik der Fördenküste aufzeigen will. Dazu dienen mir einerseits veröffentlichte Messdaten verschiedener Forscher als auch topographische Karten im Maßstab 1: 25 000 des Landesvermessungsamts Schleswig-Holstein ¹ . Andererseits ziehe ich eigene Beobachtungen aus meiner Begehung der Ufer im Oktober 2008 und Mai 2009 heran. Zuvor erfolgt ein allgemeiner Überblick über die Entwicklungsgeschichte der deutschen Ostsee und ihre rezente Entwicklungsdynamik.

¹ anstatt „Landesvermessungsamt Schleswig-Holstein“ verwende ich ab hier das Kürzel „LVA S-H“

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II Stand der Forschung

II.1 Die Entstehung der Ostsee

II.1.1 Das Präquartär

Seit dem frühen Kambrium dient der Südteil des Baltischen Randmeers als Ablagerungsraum für marine Sedimente. Die Lagen der marinen Grenzbereiche der gesamten Ostseeregion haben sich dabei über die Vielzahl verschiedener Perioden immer wieder verschoben (LIEDTKE 1992). Auch schon vor dem Pleistozän traten im Ostseeraum Meere auf. Dies waren die Meere der Kreidezeit und des Tertiärs. Eine Trennung von Nord- und Ostsee entstand jedoch erst nach dem Pleistozän (NEWIG/THEEDE 1985).

Die wichtigsten Formen und Prozesse der Entstehungsgeschichte der Ostsee lassen sich nach DUPHORN ET AL. (1995) folgendermaßen gliedern: Im Präkambrium bildete sich das kristalline Grundgebirge des Baltischen Schilds. Während des Oberen Präkambriums fanden zwei Phasen intensiver Erosion, Abtragung, Einebnung und terrestrischer Sandsteinbildung statt. Im Übergang vom Präkambrium zum Paläozoikum bildete sich die Stralsund-Störungszone. Sie trat im Oberkarbon, Oberrotliegenden und Alttertiär als Senkungszone und im Pleistozän als tektonische Schmelzwasserrinne in Erscheinung. Zu Beginn des Paläozoikums unterlag das südliche Baltische Schild einer Überflutung, wobei sich Sandsteine mit Lebensspuren bildeten. Im Übergang von Silur zu Devon entstand das kaledonische Gebirge, welches eine Umstellung der paläogeographischen Verhältnisse herbeiführte. Im Perm wurde die für die spätere Entwicklungsgeschichte so entscheidende Norddeutsche Senke angelegt. Infolge der variscischen Gebirgsbildung traten entlang der Tiefenbrüche große Lavamassen aus. Durch die erhöhten Druck- und Temperaturbedingungen des mesozoisch-känozoischen Deckgebirges kam es im Mesozoikum und Tertiär zur Kristallisation von fließfähigen Salinargesteinen. An manchen Salzstöcken hält der Salzaufstieg noch heute an. Ein weiteres prägnantes Formenelement des Mesozoikums ist die aus Kalkschlamm gebildete Schreibkreide. Am Ende der Kreidezeit zog sich das Meer aufgrund globaler Abkühlung aus dem Norddeutschen Becken zurück (DUPHORN ET AL. 1995). Die letzte präglaziale Gesamtüberflutung Schleswig-Holsteins fand im Miozän statt. Gegen Ende dieser Epoche wurde das heutige Ostseegebiet von einem enormen Flusssystem entwässert. Dessen Relikt ist die tektonische Form des Ostseebeckens.

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Dieses bildete im Pleistozän die Hauptbewegungsbahn für das skandinavische Inlandeis (LIEDTKE 1992).

II.1.2 Das Pleistozän

Mit der bereits im Tertiär beginnenden Abkühlung des Klimas vereisten im Pleistozän große Teile der Nordhalbkugel. In Nordeuropa dienten dabei die Gebirge Skandinaviens dem Aufbau des Inlandeises. Diese Eisdecken überfluteten mehrmals die Landoberfläche von Schleswig-Holstein während dreier Eiszeiten: Elster-, Saale-und Weichseleiszeit (SCHOTT 1956). Durch die Eisvorstöße der Elster-Eiszeit wurde das Schwellen- und Beckenrelief unter der Ostsee angelegt. Als prägende Formen hinterließ dieses Eis subglaziale Erosionsrinnen. Diese bildeten bereits in der darauf folgenden Holsteinwarmzeit eine verzweigte Fördenlandschaft von der Nordsee bis in die südwestliche Ostsee. In der zweiten, der Saale-Eiszeit, stieß das Eis dreimal markant vor. Dabei entwickelte sich der zentrale Ostseetrog zur Abflussbahn für das skandinavische Inlandeis (DUPHORN ET AL. 1995). Während des Ausgangs der Saale-Eiszeit entstand die heutige Geest - der Untergrund Schleswig-Holsteins und Jütlands. Sie bildete sich aus den Eisrandlagen, den Endmoränen, und hatte die Form einer lang gestreckten Halbinsel zwischen Nordsee- und Ostseeraum. Einen eigentlichen Vorläufer der heutigen beiden Meere gab es erstmals in der Eemzeit. Auch in dieser Warmzeit bildete die schleswig-holsteinische Ostseeküste Förden aus (NEWIG/THEEDE 1985).

Im Vergleich zu den früheren Inlandeisdecken breitete sich das Weichsel-Eis nicht so weit aus. Es erreichte seinen Hauptvorstoß vor 20 000 Jahren mit seinem Eisrand nördlich der Elbe (LIEDTKE 1992). Der Vorstoß des Eises folgte im nördlichen Glazialbereich den reliefbedingten Gegebenheiten durch das kristalline Gebirge. Im südlichen Bereich bildeten sich Moränenablagerungen. Dabei floss das Eis nichtwie jenes der Elster- und Saaleeiszeit - von Nord nach Süd, sondern von Ost nach West. Dem entsprechend schwankt die Mächtigkeit der Ablagerungen der einzelnen Eiszeiten örtlich. Diese Akkumulationen verschütteten die älteren geologischen Bauformen des ursprünglichen Tafellandes im südlichen Ostseeraum (SCHOTT 1956). Das Eis nahm dabei eine Fläche von rund 3,1 Mio. km ² ein. Bis vor 10 000 Jahren taute es bis Mittelschweden zurück und seit 8000 Jahren ist es völlig verschwunden. Jedoch erfolgte der Abtauvorgang nicht gleichmäßig, sondern er verzögerte sich

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durch mehrere Stillstandsphasen. Aus diesen gehen die verschiedenen Endmoränenlagen hervor (LIEDTKE 1992).

Abb. 2: Weichselzeitlicher Eisvorstoß in Schleswig-Holstein Quelle: SCHMIDTKE (1995: 43)

Die letzte Totalvereisung des Ostseeraums fand also im jüngeren Weichsel-Hochglazial statt (DUPHORN ET AL. 1995). Ergebnis dieser Eisdynamik sind in Schleswig-Holstein drei verschiedene, jeweils Nord-Süd verlaufende

Landschaftszonen: das Jungmoränengebiet des östlichen Hügellandes, die Sanderebenen des Mittelrückens (Vorgeest) sowie das Altmoränenland im Westen (hohe Geest). Ein weiteres Landschaftselement sind die von Osten nach Westen, d.h. vom ehemaligen Eiszentrum zu seinem Rand, verlaufenden

Grundmoränenablagerungen der Zungenbecken. Nach außen sind sie durch wallartige hügelige Endmoränenzonen begrenzt (SCHOTT 1956).

II.1.3 Nacheiszeit

Die rezente Entwicklungsgeschichte und die Form der Ostsee stehen in unmittelbarem Zusammenhang mit dem Rückzug des Eisrandes nach Norden (KÖSTER/SCHWARZER 1996). Die wechselvolle nacheiszeitliche Entwicklung ist geprägt von einem komplexen Wechselspiel zwischen isostatischer Landhebung und eustatischen Wasserstandsschwankungen. So wurde das skandinavische Hebungsgebiet während des Pleistozäns durch die Eislast nach unten gedrückt.

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Durch das Abschmelzen der Eismassen setzte die natürliche Hebungs- und Senkungsdynamik wieder ein. Diese isostatischen Bewegungen halten bis heute an und variieren örtlich. So hebt sich z.B. im Bereich der Åland-Inseln der Meeresboden in 100 Jahren um etwa einen halben Meter (NEWIG/THEEDE 1985). Die postglaziale Entwicklungsgeschichte der Ostsee lässt sich in mehrere Phasen unterteilen ² :

Mit dem Rückzug des skandinavischen Inlandeises trat das schon vor der letzten Eiszeit bestehende Ostseebecken wieder an die Oberfläche (LIEDTKE 1992). Dieses einst landfeste Gebiet hatte damals den Charakter einer Jungmoränenlandschaft (SCHOTT 1956). Die Schmelzwassermassen stauten sich im nordöstlich gelegenen Baltischen Eisstausee. Dessen westliche Grenze reichte jedoch noch nicht bis zur heutigen deutsche Ostseeküste (LIEDTKE 1992). Seine maximale Höhe von ca. 20,3 m über NN erreichte der Eisstausee vor etwa 10 000 Jahren. Mit der Überschreitung des Höchststandes über den Beckenrand erfolgte ein Durchbruch in die Nordsee über Mittelschweden. Damit konnte Salzwasser in die Ostseeregion eindringen, sowie die Muschel Yoldia. Dieses Leitfossil gab diesem Stadium den Namen „Yoldiameer“. Zu dieser Zeit (10 000 - 9 250 Jahre v. h.) herrschten salzig-brackige Wasserverhältnisse vor. Der südwestliche Ostseeraum lag immer noch trocken (SCHMIDTKE 1995). Während des Yoldia-Stadiums ging in Mittelschweden die isostatische Hebung weiter vor sich. Durch diese schloss sich vor etwa 9 250 Jahren die Verbindung zum atlantischen Meer. Es bildete sich der süße „Ancylussee“, der nach dem Leitfossil Ancylus fluviatilis benannt ist. Dem folgte ab 7 100 v. h. das bedeutendste Stadium der nacheiszeitlichen Entwicklungsgeschichte, die Litorina-Transgression. Sie erfolgte aufgrund des steigenden Meeresspiegels. Das Meer drang über den Großen Belt in den „Ancylussee“ ein und brachte salziges Wasser in das Ostgewässer (NEWIG/THEEDE 1985). Zunächst wurde die nach der Strandschnecke Littorina littorea benannte Transgression durch eine

Süßwasserphase mit Torf- und Muddebildung unterbrochen. Dann nahm jedoch die Anstiegsgeschwindigkeit der Transgression außerordentlich zu. Dadurch drang das Meer weit und tief in die glaziären Hohlformen ein. Dies waren vor allem die rinnenförmig übertieften und schmalen glazialen Zungenbecken an der Ostküste

² Die zeitliche Einteilung der Entwicklungsstadien der Ostsee richtet sich nach KÖSTER/SCHWARZER (1996). Sie ist die übersichtlichste, da sie die kleineren Zwischenstadien nicht berücksichtigt. Jedoch weicht die Datierung der Litorina-Transgression von jener der anderen Autoren ab: den Beginn der Litorina-Transgression datieren die meisten Autoren auf 8000 v. h.

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Schleswig-Holsteins und Dänemarks, die sich zu den Förden bildeten. Des Weiteren wurden die Niederungsküsten der holsteinisch-mecklenburgischen Moränenküste sowie die Gletscherzungenbecken des vorpommerschen Küstenraums überflutet (DUPHORN ET AL. 1995).

Seit dieser Transgression besteht die kontinuierliche Verbindung zwischen Nord- und Ostsee. Als vor 4 000 Jahren eine stärkere Landhebung im Bereich der dänischen Inseln einsetzte, nahm der Wasseraustausch zwischen Nord- und Ostsee ab. Durch die damit einhergehende Salzgehaltsabnahme wurde die Ostsee brackiger. Dieses Stadium trägt den Namen „Limneameer“ (nach dem Leitfossil Limnea ovata). Das heutige, bereits seit 1 500 Jahren existierende, Stadium ist das ebenfalls brackige „Myameer“ (SCHMIDTKE 1995).

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II.2 Die heutige Ostsee

II.2.1 Geologische und tektonische Bedingungen

Der Untergrund der Ostsee besteht aus mehreren unterschiedlichen geologischen Einheiten. Die größten darunter sind das Baltische Schild, die Osteuropäische Tafel sowie das Norddeutsch-Polnische Becken. Auch das geologische Material variiert örtlich. So befinden sich neben älteren Festgesteinen und jüngeren eiszeitlichen Ablagerungen rezente Abrasionsflächen auf dem Meeresboden. Sie bilden sich durch den Transport und die Ablagerung erodierten Lockergesteins (vgl. II.3.3.2). Eine geologisch wichtige Grenze ist die Tornquist-Zone. Die 2000 km lange Bruchzone verläuft vom Skaggerak in Südschweden bis nach Westpolen. Sie stellt die Grenze zwischen dem Hebungs- und dem Senkungsgebiet dar. So wird durch die Senkung die Transgression im südlich von ihr liegenden Teil verstärkt. Eine damit einhergehende Trockenlegung des nördlichen Bereichs mildert jedoch der ansteigende Meeresspiegel. Dieser verstärkt ebenso den Transgressionsprozess im Süden (KÖSTER/SCHWARZER 1996).

Die Landoberfläche entlang der Küste der südwestlichen Ostsee ist durch glazigene, glazifluviale und glazilimnische Ablagerungen vorgeformt. Als Moränen- und Sandküste besteht sie überwiegend aus erosionsanfälligem Glazialschutt bzw. Geschiebemergel. Dieser stammt ursprünglich aus nördlicheren Regionen und ist dementsprechend Kristallin- und Sedimentärgeschiebe (LIEDTKE 1992). Der Geschiebemergel ist also ein Mischprodukt aus allen Gesteinen, die das Inlandeis überfahren hat. Aus dessen Randzonen taute er allmählich aus. Dabei fand keine Sortierung des Materials statt, sodass er sowohl aus feinsten tonigen Partikeln als auch aus großen Blöcken bis hin zu Schollen besteht (SCHOTT 1956). Die Eiszeit hat also besondere Bedingungen für die Küstenmorphologie im Südwesten der Ostsee geschaffen: Neben dem bewegten Relief von Moränen, Kuppen und Tälern ist es vor allem das leicht abbaubare Material, welches für die rezente Küstendynamik und damit für das allgemeine Landschaftsbild von entscheidender Bedeutung ist (SCHMIDTKE 1995).

II.2.2 Landformen

Die Gestalt der heutigen Ostsee ist geprägt durch zwei morphologisch unterschiedliche Formengruppen nördlich und südlich der Tornquist-Zone: Das

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schwedisch-finnische Gebiet im Norden mit Küsten im widerstandsfähigen kristallinen Grundgebirge einerseits und die Moränenlandschaft mit stark erosionsanfälligen Lockergesteinsküsten im Süden andererseits. Das unter dem Moränenschutt liegende Grundgebirge reicht bis zu -12 000 m NN hinab. (NEWIG/THEEDE 1985; LIEDTKE 1992).

Aufgrund der wechselhaften Entwicklungsdynamik ist die gesamte Ostseeregion durch eine vielgestaltige Küstenlandschaft charakterisiert. Die verschiedenartigen Küstentypen des Baltischen Randmeers ergeben sich nach LIEDTKE (1992) aus den lokalen Varietäten im relativen Meeresspiegelanstieg, im lithologischen Aufbau, in der Exposition des vorgelagerten Seeraums und der witterungs- und strömungsbedingten Küstendynamik. Der Großteil der baltischen Küstenformen zählt aufgrund der pleistozänen Vorgeschichte zu den Küstentypen im glazial gestalteten Relief. Diese unterscheiden sich - entsprechend der beiden isostatisch bedingten Großformen der Ostsee - in zwei Haupttypen: Im anstehenden Gestein, also im Bereich des Hebungsgebietes, finden sich die Fjord-, Fjärden- und Schärenküsten. Im Bereich eiszeitlicher Aufschüttung hingegen dominieren die Förden- und Boddenküsten. Sie alle sind als Ergebnis der Transgression Ingressionsküsten (WILHELMY 1972).

Die gegenwärtigen Küstenformen sind geologisch noch sehr jung, da sie erst mit dem Ende der Haupttransgression entstanden (LEXIKON D. G. 2002). An den deutschen Förden und Bodden dominieren seit dem Ende der Litorina-Transgression Küstenausgleichsprozesse. Diese zeigen sich in Form von Abrasion der Vorsprünge und Abschließung der Buchten. Die deutsche Ostseeküste ist also nicht nur eine Ingressions- sondern auch eine Ausgleichsküste. Dabei ist der Ausgleichsprozess an den exponierten Außenküsten weiter fortgeschritten als an den stärker geschützten Innenküsten. Als Formen des Küstenausgleichs dominieren Strandwallküsten, Nehrungen und Höftländer (SCHOTT 1956).

II.2.3 Klima und Wasserhaushalt

Das Klima der Ostsee ist geprägt durch seinen Übergangscharakter. Dieser zeichnet sich durch einen zonalen Wandel vom nordatlantischen Seeklima im Westen hin zum kontinentalen Landklima im Osten aus. Diesem Kontinuum ist der Einfluss des Wasserkörpers des baltischen Binnenmeers mit seiner Wärmespeicherfähigkeit überlagert. Er äußert sich in gemäßigten Temperaturvarianzen und einer höheren

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