Danksagung

Für Vergabe und Betreuung der vorliegenden Diplomarbeit möchte ich mich bei Herrn Prof. Dr. P. Stoffers und Herrn Dr. K. Schwarzer herzlich bedanken. Mein besonderer Dank gilt auch Dipl. Geol. Markus Diesing, für seine stete Hilfsbereitschaft bei allen Fragen zu Geologie und Arbeitsmethodik und die wertvollen Denkanstöße. Weiter möchte ich mich bei den folgenden Personen und Einrichtungen bedanken:

• Der Mannschaft der FB Polarfuchs, Herrn J. Bensch und Herrn H. Schramm, für ihr Durchhaltevermögen und Entgegenkommen bei den unzähligen Profilfahrten.

• Der Mannschaft des FK Littorina für die gute Zusammenarbeit bei der Entnahme der Vibrocorerkerne, auch bei Dauerregen.

• Den Technikern des IFG Kiel, Herrn H. Beese und Herrn E. Stehen, für die

• Herrn Dr. H. J. Meemken vom Geomar Forschungszentrum, für die stete Diskussionsbereitschaft und die guten Denkanstöße.

• Herrn Dr. R. Schmidt vom Landesamt für Natur und Umwelt (LANU) Schleswig-Holstein, für die ausführliche Einführung in die Geologie der Kieler Förde und

• Frau A. Mentzer vom Amt für ländliche Räume in Kiel, für die Bereitstellung der Pegeldaten.

• Nisse Gerster und Octavian Tasei für ihre Hilfe bei den Probennahmen.

• Tim Themann für seine unermüdliche Hilfe bei allen „Datenproblemen“. Ganz besonders möchte ich meiner ganzen Familie für ihre ständige finanzielle und moralische Unterstützung während des Studiums und der Diplomarbeit danken. ΨΨΨΛοΠ¬⎣ξξ∆δδϑϑΣΦΥΥγ∆φΟΟφφΒΒΛηΦΦ

Inhaltsverzeichnis

1  EINLEITUNG.  1

2  ZIELSETZUNG.  2

3  EINFÜHRUNG IN DAS KARTIERGEBIET.  3

3.1  Lage.  3

3.2  Gliederung und Bathymetrie der Kieler-Förde  4

3.3  Hydrographische Verhältnisse  7

3.4  Anthropogene Einflüsse  9

4  GEOLOGISCHER RAHMEN.  11

4.1  Das Präquartär Schleswig-Holsteins  11

4.2  Das Quartär  12

4.2.1  Das Pleistozän  13

4.2.2  Das Holozän  16

4.2.3  Quartäre Entwicklung des Untersuchungsgebietes  18

4.3  Quartäre Sedimente im Untersuchungsgebiet  21

4.3.1  Till  21

4.3.2  Schmelzwasserablagerungen  23

4.3.3  Beckenablagerungen  23

4.3.4  Limnische Sedimente  24

4.3.5  Marine Sande  25

4.3.6  Schlick  26

4.4  Kenntnisstand aus bisher durchgeführten Arbeiten  26

5  METHODIK  29

5.1  Kartengrundlage  29

5.2  Schiffsgestützte Methoden  30

5.2.1  Durchführung der Ausfahrten  30

5.2.2  Navigation  35

5.2.3  Hydroakustische Grundlagen  35

5.2.4  Boomer-System  38

5.2.5  Seitensicht-Sonar  42

5.2.6  Echolot  50

5  2 7 Backengreifer  50

5.2.8  Vibrocorer  51

5.3  Labormethoden.  52

5.3.1  Kernbeschreibung  52

5.3.2  Siebanalysen  52

5.4  Fremdbohrungen  54

6  ERGEBNISSE.  56

6.1  Untergrund der Kieler Förde  56

6.1.1  Pleistozäne Tills „tm  56

6.1.2  Spätpleistozäne Schmelzwasserablagerungen „ts“  61

6.1.3  Holozäne marine Sande „s  64

6.1.4  Holozäne limnische Sedimente „l“  66

6.1.5  Holozäne Schlicke „u“  69

6.2  Oberflächensedimente der Kieler Förde  69

6.2.1  Schluff „a“  72

6.2.2  Sand „b“  73

6.2.3  Sand mit Kies und Steinen „c“  75

6.2.4  Schluff unter geringmächtiger Feinsanddecke mit Steinen „ar“  77

6.2.5  Schluffiger Sand mit Kies und Steinen „br“  79

6.2.6  Sand mit Kies und Steinen unter geringmächtiger Schluffdecke „cr“  81

6.2.7  Verteilung der Oberflächensedimente  83

6.3  Strander Grasberg.  87

6.4  Heikendorfer Bucht  88

6.5  Profile  92

7  DISKUSSION.  95

8  ZUSAMMENFASSUNG.  101

  LITERATURVERZEICHNIS  101

ANHANG 1  Symbolschlüssel für die Sedimentbeschreibung A1  

ANHANG 2  Beschreibung der Backengreiferproben. A3  

ANHANG 3  Tabelle der Vibrocorerpositionen A4  

ANHANG 4  Schichtenverzeichnis zu den Vibrocorerkernen A5  

ANHANG 5  Siebkurven der Backengreifer- und Vibrocorerproben A7  

ANHANG 6  Profilsäulen der Vibrocorersedimentkerne A13  

  Abbildungs- und Tabellenverzeichnis  

  Abb. 1: Lage des Untersuchungsgebietes.  3

  Abb. 2 Bathymetrische Karte der Kieler Förde nach Echolotdaten aller Ausfahrten im  

  Rahmen der vorliegenden Arbeit.  6

  Abb. 3 Wasserstandsdaten vom Pegel A11 bei Kiel Holtenau, vom 16.11.01.  8

  Abb. 4 Geologisches Profil durch Schleswig-Holstein (aus: BEST et al., 1983)  11

  Abb. 5 Tektonische Einheiten in Schleswig-Holstein (aus: PICARD, 1964)  12

  Abb. 6 Quartärstratigraphie Schleswig-Holsteins nach PIOTROWSKI (1996)  13

  Abb. 7 Nacheiszeitliche Entwicklungsstadien der Ostsee. a: Baltischer Eisstausee,  

  b: Yoldiameer, c: Ancylussee, d: Litorinameer (aus: KÖSTER, 1996)  16

  Abb. 8 Ausgewählte Kurven des holozänen Wasserspiegelanstiegs aus dem deutschen  

  Küstenbereich (aus: WINN et al., 1986)  18

  Abb. 9 Nord-Süd-Profil der stratigraphischen und lithologischen Verhältnisse der  

  Gletschervorstöße der Weichselvereisung (aus: PIOTROWSKI, 1996) (1) Till, (2)  

  glazifluviale Ablagerungen (Schmelzwassersande und -kiese, Anm. d. Autoren), (3)  

  glazilimnische Ablagerungen (Beckenablagerungen, Anm. d. Autoren) Das Profil  

  beginnt an der Ostseeküste des Dänischen Wolds und verläuft am Westufer der  

  Kieler Förde entlang bis etwa auf die Höhe von Neumünster.  19

  Abb. 10 Geologisches Profil durch die Kieler Förde nach Bohrergebnissen (aus:  

  SCHMIDT, 1996) Dieses Profil ist in stark vereinfachter Form, im Vergleich mit  

  anderen West-Ost-Profilen in Abb. 50 dargestellt (s. 6.5)  20

  Abb. 11 Schema der wichtigsten Tillablagerungsmilieus und Fazies (1) Deformationstill,  

(2)  Setztill, (3) subglazialer Fließtill, (4) supraglazialer Fließtill, (5) subaquatischer  

  Fliesstill, (6) Abtropftill (aus: PIOTROWSKI, 1996)  22

  Abb. 12 Verlandungsschema eines eutrophen Gewässers. HW: Hochwassergrenze, NW:  

  Niedrigwassergrenze, 1: Characeen-Rasen, 2: Laichkrautgürtel, 3: Seerosengürtel, 4:  

  Röhrichtgürtel, 5: Groß-Seggengürtel, 6: Erlenbruchwald, a: Tonmudde, b:  

  Kalkmudde, c: Feindetritusmudde, d: Grobdetritusmudde, e: Schilftorf, f:  

  Seggentorf, g: Erlenbruchwaldtorf (aus: OVERBE,K 1975)  24

  Abb. 13 Bohrprofile nach TAPFER (1940) durch die ufernahen Sedimente am Ostufer  

  der Kieler Innenförde bei Ellerbeck und Mönkeberg (aus: TAPFER, 1940)  27

  Abb. 14 Hypothese zur Morphologie der Kieler Förde nach Abschmelzen der Weichsel-  

  Gletscher nach SIMANOWSKY (1985) (aus: SIMANOWSKY, 1985)  27

  Abb. 15 Lage der im Rahmen der vorliegenden Arbeit mit dem Boomer-System  

  gefahrenen flachseismischen Profile.  31

  Abb. 16 Lage der im Rahmen der vorliegenden Arbeit gefahrenen Seitensicht-Sonar-  

  Profile.  32

  Abb. 17 Positionen der Backengreiferproben, die für die vorliegende Arbeit genommen  

  wurden.  33

  Abb. 18 Kernpositionen der mit dem Vibrocorer im Rahmen der vorliegenden Arbeit  

  genommenen Kerne.  34

  Abb. 19 Frequenzspektrum eines Boomer-Systems nach ATZLER (1995)  38

  Abb. 20 Eindringvermögen eines Boomer-Systems in Abhängigkeit von der Korngröße  

  und der Schussenergie (umgezeichnet nach Ferranti ORE Unterlagen)  39

  Abb. 21 Verbreitung des Beckeneffekts im Untersuchungsgebiet.  41

  Abb. 22 Die Energieverteilung des Schallsignals beim Seitensicht-Sonar (aus:  

  FISH&CARR 1990) Das obere Bild zeigt die vertikale Verteilung, das untere die  

  horizontale.  44

  Abb. 23 Rückstreuungsmodelle für das akustische Signal eines Seitensicht-Sonars  

  (modifiziert nach: BLONDEL&MURTON 1997)  45

  Abb. 24 Die Abhängigkeit des vertikalen Auflösevermögens akustischer Signale von der  

  Impulslänge und der Entfernung zur Schallquelle, aus FISH und CARR (1990)  47

  Abb. 25 Die Abhängigkeit des horizontalen Auflösevermögens akustischer Signale von  

  der horizontalen Bündelung des Signals und der Entfernung zur Schallquelle. Bei  

  wachsender Entfernung vom Schleppfisch nimmt die Breite des Signals zu und nahe  

  beieinander liegende Objekte werden von demselben Signal angestrahlt (aus:  

  FISH&CARR 1990)  48

  Abb. 26 Mögliche Verzerrungen senkrecht zur Fahrtrichtung (aus: FISH&CARR 1990)  

   49

  Abb. 27 Flussdiagramm zur Bearbeitung der Sedimentproben.  53

  Abb. 28 Positionen der Fremdbohrungen, die in die vorliegende Arbeit einbezogen  

  wurden.  55

  Abb. 29 Ausschnitt aus dem Seismogramm 14120104 mit Interpretation und der  

  Profilsäulendarstellung von Vibrocorerkern 09010204. Die Lage des  

  Profilausschnitts ist in Abb. 15 dargestellt.  58

  Abb. 30 Ausschnitt aus dem Seismogramm 05100105 mit Interpretation und der  

  Profilsäulendarstellung von Vibrocorerkern 09010203. Die Lage des  

  Profilausschnitts ist in Abb 15 dargestellt  59

  Abb. 31 Säulenprofile der Vibrocorerkerne 09010204, 09010205 und 09010208.  61

  Abb. 32 Ausschnitt aus dem Seismogramm 13120101 mit Interpretation und der  

  Profilsäulendarstellung von Vibrocorerkern 09010209 mit den dazugehörigen  

  Siebkurven. Die Lage des Profilausschnitts ist in Abb. 15 dargestellt.  63

  Abb. 33 Säulenprofil des Vibrocorerkernes 09010201, südlich von Bülk, mit den  

  dazugehörigen Ergebnissen der granulometrischen Untersuchungen.  65

  Abb. 34 Säulenprofile der Vibrobohrerkerne 09010211 und 09010212 aus der  

  Heikendorfer Bucht.  67

  Abb. 35 Ausschnitt aus dem Seismogramm 02100103 mit Interpretation und der  

  Profilsäulendarstellung von Vibrocorerkern 09010211 mit den dazugehörigen  

  Siebkurven. Die Lage des Profilausschnitts ist in Abb. 15 dargestellt.  68

  Abb. 36 Mosaikdarstellung aller im Rahmen der vorliegenden Arbeit ausgewerteten  

  Sonographien.  71

  Abb. 37 Siebkurve der Backengreiferprobe 18040226 aus einem Schluffbereich vor der  

  Schwentinemündung. Der Ton- und Schluffanteil ist nicht fraktioniert worden und  

  liegt zusammen bei 73 Gew.  73

  Abb. 38 Ausschnitt aus der Sonographie 16110101. Deutlich ist der Übergang von der  

  gering rückstreuenden Schlufffläche (b) zu der deutlich dunkleren Sandfläche (a) zu  

  erkennen. Die schwarzen Punkte bei (c) sind Fischschwärme in der Wassersäule.  74

  Abb. 39 Siebkurve der Backengreiferprobe 19040205 aus einem Sandbereich vor der  

  Mole des Tirpitz-Hafens bei Kiel-Wik.  75

  Abb. 40 Ausschnitt aus der Sonographie 15110102. Die dunklen Reflektoren mit den  

  langen weißen Schallschatten (a) sind Steine von bis zu 2 m Höhe.  76

  Abb. 41 Siebkurve der Backengreiferprobe 19040201 vom Strander Grasberg. Der  

  Feinanteil ( 0,063 mm liegt bei ca. 1 Gew. )  77

  Abb. 42 Ausschnitt aus der Sonographie 15110121. Der Ausschnitt zeigt bei (b) Schluff  

  mit einer dünnen Sanddecke. Bei den Punkten (a) ist die Sanddecke grobkörniger  

  und teilweise von kleinen Steinen bedeckt.  79

  Abb. 43 Ausschnitt aus der Sonographie 19020213. (c) Sedimenttyp „ar“, (a) schluffiger  

  Sand mit Kies und Steinen, (b) Schluffinsel im Übergangsbereich, (d) Ankerspur.  80

  Abb. 44 Summenkurven der Backengreiferproben 18010208, 18010209, 18010217,  

  18010218 und 18010227 aus den Gebieten in denen der Sedimenttyp „br“  

vorkommt.   81

  Abb. 45 Siebkurve der Backengreiferprobe 19040214 aus der Friedrichsorter Enge. Der  

  Feinanteil ( 0,063 mm) liegt bei etwa 29 Gew  82

  Abb. 46 Ausschnitt aus der Sonographie 16110106. (c) Schluff-Gebiet, (a) Sandfläche  

  mit Kiesen und Steinen, (b) Schluffläche.  83

  Abb. 47 Oberflächensedimentkarte der Kieler Förde.  86

  Abb. 48 Bathymetrische Karte, Karte der pleistozänen Oberfläche, Karte der Mächtigkeit  

  der holozänen Sedimente, Blockbild mit Oberflächensedimenten des Strander  

  Grasberg und vereinfachte geologische Profile.  90

  Abb. 49 Bathymetrische Karte, Karte der pleistozänen Oberfläche, Karte der Mächtigkeit  

  der holozänen Sedimente, Blockbild mit Oberflächensedimenten der Heikendorfer  

  Bucht und dazugehörige vereinfachte geologische Profile.  91

  Abb. 50 West-Ost-Profile durch die Kieler Förde. Die Profile 04100106 bis 04100109  

  sind auf der Grundlage von Boomer-Profilen erstellt worden, das Profil  

  „Fördetunnel“ auf der Grundlage des geologischen Profils aus Abb. 10. Die Profile  

  sind 22-fach überhöht.  94

  Abb. 51 Vermuteter Verlauf des spätpleistozänen Rinnensystems in der Kieler Förde.  

  Grundlage für die Darstellung sind die Ergebnisse von SCHMIDT (1996), SAAD  

  (1977), sowie die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit.  97

  Abb. 52 Morphologie der an die Kieler Förde grenzenden Gebiete. Die Datengrundlage  

  ist ein DGM des Landesvermessungsamtes von Schleswig-Holstein.  98

Tabelle 1  Kompressionswellengeschwindigkeiten (V p ) in unterschiedlichen Materialien  

  (zusammengestellt aus ATZLER 1995 und HOLLER 1995)  36

Einleitung 1

1 Einleitung

Die Entstehung der Kieler Förde und ihre Entwicklung ist seit über einem Jahrhundert vielfach Gegenstand geowissenschaftlicher Untersuchungen gewesen. Das Verwundert nicht, wenn man bedenkt, dass die Stadt Kiel, deren Entwicklung eng mit der Kieler Förde verbunden ist, seit Mitte des 17. Jahrhunderts eine Universitätsstadt ist. Der Großteil dieser Untersuchungen wurde mit „traditionellen“ Untersuchungsmethoden wie Kernentnahmen und Oberflächenproben durchgeführt. Diese punktuellen Methoden lösen eine Vielzahl kleinräumiger Bereiche in der Kieler Förde sehr hoch auf und liefern wertvolle Informationen über die lokalen Sedimenttypen, deren Alter und Genese. Jedoch ist es schwierig, aus diesen lokalen Informationen auf ein Gesamtbild für die Kieler Förde zu schließen. Daher wurden bisher auch kaum Versuche unternommen, die Ablagerungen der Kieler Förde mit den z. T. umfangreichen Erkenntnissen aus der Umgebung zu korrelieren.

Ein erster Ansatz zu einer flächenhaften Untersuchung wurde im Jahre 1985 von KÖGLER und ULRICH verfolgt. Sie haben die Ablagerungen der Kieler Förde mit Hilfe eines Sedimentecholots und einiger weniger Oberflächensedimentproben kartiert. Als Ergebnis ihrer Untersuchungen haben sie Karten über die Verteilung der an der Oberfläche anstehenden Sedimente und der Mächtigkeit der spät- und postglazialen Weichsedimente erstellt. Die Ergebnisse ihrer Untersuchungen wurden jedoch in großen Teilen durch neue Erkenntnisse (SCHMIDT, 1996 u. a.) in Frage gestellt, und so existiert bis heute keine zusammenhängende Darstellung über den Untergrund der Kieler Förde und deren an der Oberfläche anstehende Sedimente.

Die vorliegende Arbeit ist der Versuch, mit einer Kombination aus punktuellen und flächenhaften Untersuchungsmethoden ein homogenes Bild der quartären Ablagerungen der Kieler Förde zu erstellen. Zu diesem Zweck wurden der Kartierungsteil und der Laborteil in einer zusammenhängenden Arbeit dargestellt.

Zielsetzung 2

2 Zielsetzung

Ziel der vorliegenden Arbeit ist es, im Gegensatz zu den bereits vorhandenen punktuellen Untersuchungen eine zusammenhängende Darstellung der glazialen und postglazialen Ablagerungen der Kieler Förde mittels hydroakustischer und sedimentologischer Methoden zu erarbeiten. Auf der Grundlage dieser Daten und bereits vorhandenen Datenmaterials soll die pleistozäne und holozäne Genese dieses Landschaftsteils rekonstruiert werden.

• Dazu sollen die pleistozänen und holozänen Ablagerungen der Kieler Förde in unterschiedliche genetische Einheiten gegliedert werden. Aus der Gliederung soll

• Die Pleistozängliederung der Kieler Förde soll mit der Gliederung der pleistozänen Ablagerungen aus der Umgebung der Kieler Förde hinsichtlich ihrer

werden. Vorhandenes

• Die Gliederung der holozänen Ablagerungen der Kieler Förde soll in limnische und marine Phasen unterteilt werden. Anhand dieser Unterteilung sollen

• Die an der Oberfläche anstehenden Sedimente sollen in unterschiedliche Sedimenttypen gegliedert werden, und es soll eine Karte über deren Verteilung

Einführung in das Kartiergebiet 3

3 Einführung in das Kartiergebiet

3.1 Lage

Das Kartiergebiet umfasst den Bereich der Kieler Innenförde und den Teil der Kieler ^{60 35} Außenförde bis zum Hochwert H 36000 und dem Rechtswert R 80000. Die Lage des ² Kartiergebietes geht aus Abb. 1 hervor. Es wurde eine Fläche von ca. 27 km kartiert.

Die Gebietsgrenze im Bereich der Kieler Innenförde und die westliche Begrenzung in der Kieler Außenförde ist durch die 5m Isobathe gegeben. Im Bereich der Hafenbecken konnten keine Profile aufgenommen werden.

Abb. 1: Lage des Untersuchungsgebietes.

Einführung in das Kartiergebiet 4

3.2 Gliederung und Bathymetrie der Kieler-Förde

Die in Abb. 2 dargestellte bathymetrische Karte wurde aus den Echolotdaten aller Ausfahrten erstellt und deckt den Bereich des Kartiergebietes bis zur 5m-Isobathe ab. Im Bereich der Hafenbecken, der Einfahrt des Nord-Ostsee-Kanals (N-O-K) und der Hörn, als südliches Ende der Kieler-Förde, liegen keine Daten vor.

Die Kieler Förde reicht vom südlichsten Ende, der sog. „Hörn“ in der Kieler Innenstadt, bis an eine gedachte Verbindungslinie zwischen den Orten Bülk im Westen und Stein im Osten. Sie ist in zwei etwa 9 km lange Areale mit unterschiedlicher Ausdehnung geteilt, die Kieler Innenförde und die Kieler Außenförde. Getrennt werden beide Bereiche von der nur etwa 1 km breiten Friedrichsorter Enge (vgl. Abb. 2). Beide Areale werden von einer zentralen Längsrinne durchzogen, die in der südlichen Innenförde bei einer Wassertiefe von ca. 14 m u NN beginnt und sich erst auf der Höhe der Heikendorfer Bucht langsam bis ca. 18 m u NN vertieft. Diese Rinne mündet jenseits der Kieler Außenförde in die ca. 20 m u NN tiefe Beckenzone der Kieler Bucht. Das Relief der südlichen Kieler Innenförde ist von drei bis zu 22 m u NN tiefen Mulden bestimmt. Die am Westufer gelegene ca. 22 m u NN tiefe „Wittlingskuhle“ ist natürlichen Ursprungs und wurde so bereits 1872 in der ersten preußischen Seekarte des Hafens mit einer Tiefe von 27 m verzeichnet (KORTUM, 2000). Die südlichste ca. 22 m u NN tiefe Mulde ist für die Norwegenfähren ausgehoben und somit, wie die sog. „Werftkuhle“, anthropogenen Ursprungs.

Im Bereich der Kieler Innenförde steigt der Boden von der Mittelrinne aus zu beiden Seiten hin auffallend langsam bis zur 12 m-Linie an. Zwischen der 12 m- und der 5 m-Linie existiert eine stärkere Bodenneigung von bis zu 10°. Eine Ausnahme davon bildet in der Kieler Innenförde der Flachwasserbereich der Heikendorfer Bucht. Das Flussbett der Schwentine schneidet tief in das Ostufer ein und mündet in ca. 12 m u NN Wassertiefe in die Innenförde.

Die Kieler Außenförde öffnet sich trichterförmig in die Kieler Bucht. Ihre Uferbereiche weisen eine erheblich größere Gliederung auf als die der Kieler Innenförde. Eine markante morphologische Erhebung ist der Strander Grasberg mit Wassertiefen stellenweise über 4 m u NN. Zwischen dem Strander Grasberg und dem Hafen von Strande reicht eine weitere kleine Erhebung in die Strander Bucht und schnürt zusammen mit dem Strander Grasberg einen kleinen buchtenförmigen Tiefwasserbereich vor dem

Einführung in das Kartiergebiet 5

Ort Schilksee ab. Der Meeresboden in den Uferbereichen zwischen Laboe und Stein sowie nordöstlich von Strande ist durch bis zu 3 km breite Flachwassergebiete bestimmt.

Einführung in das Kartiergebiet 6

Abb. 2 Bathymetrische Karte der Kieler Förde nach Echolotdaten aller Ausfahrten im Rahmen der vorliegenden Arbeit.

Einführung in das Kartiergebiet 7

3.3 Hydrographische Verhältnisse

Die Kieler Förde steht über eine ca. 7,5 km breite Öffnung mit der Ostsee in Verbindung. Außer der Schwentine im südlichen Teil der Kieler Innenförde münden nur unbedeutende Bäche in die Kieler Förde. Der Nord-Ostsee-Kanal liefert mit seinem brackigen Wasser keinen relevanten Süßwassereintrag. Nach KÄNDLER (1959) spiegelt die Kieler Förde somit mangels stärkeren Süßwassereintrags die Schichtungsverhältnisse der angrenzenden westlichen Ostsee wider, wobei die teilweise sehr salzreichen Bodenwässer der Beltsee, mit bis zu 33 ‰ Salzgehalt, nicht bis in die Kieler Förde vordringen (FENNEL, 1996). Dies ist nach KÄNDLER (1959) auf den morphologisch durch Barren und Rinnen vorgegebenen Weg des Bodenwassers durch den nur 15 m tiefen Gabelsflachkanal zurückzuführen. Durch die geringe Tiefe des Durchlasses können nur die weniger salzreichen Zwischenwasser, mit ca. 20 ‰, in die Kieler Förde eindringen (FENNEL, 1996).

Nach KORTUM (2000) zeigt der Wasserkörper der Kieler Förde in den Sommermonaten eine deutliche Schichtung. Das Oberflächenwasser mit Temperaturen bis 16 °C und einem durchschnittlichen Salzgehalt von 14 ‰ geht dabei in ca. 12 °C kaltes Tiefenwasser mit einem Salzgehalt von bis zu 21 ‰ über. In den Wintermonaten ist die Wassersäule mit ca. 2 °C gut durchmischt, mit einer dichtebedingten salinaren Schichtung.

Wasserstandsschwankungen durch Gezeiten spielen in der Ostsee und somit der Kieler Förde eine sehr untergeordnete Rolle. So bleibt nach LASS und MAGAARD (1996) die Summe der Amplituden halbtägiger und ganztägiger Gezeiten in der Ostsee stets unter 15 cm. Wasserstandsschwankungen in der Kieler Förde können dennoch unter normalen Bedingungen bis zu 2 m in 12 Stunden ausmachen (vgl. Abb. 3) und sind wind- und luftdruckbedingt (LASS&MAGAARD, 1996). Hochwasser werden durch die Eigenschwingung der Ostsee erzeugt. Wird das Wasser der westlichen Ostsee durch einen langanhaltenden Weststurm in den östlichen Teil der Ostsee gedrückt, entsteht ein Wasserdefizit im Westteil. Dieses Wasserdefizit wird durch aus dem Kattegatt einströmendes Bodenwasser ausgeglichen. Bei nachlassenden Winden schwappt das verdrängte Wasser aus dem Ostteil zurück, und es kommt zu einem Wasserüberschuss im Westteil der Ostsee. Ein abrupter Wechsel des Sturmes von West auf Ost verstärkt diesen Rückschwappeffekt, und es kommt zu Sturmhochwässern.

Einführung in das Kartiergebiet 8

Die Kieler Förde ist durch die nur ca. 1 km breite Friedrichsorter Enge in zwei Bereiche geteilt (vgl. 3.2). Die Kieler Außenförde ist mit ihrer breiten Öffnung zur Kieler Bucht unmittelbar den Einflüssen der Ostsee ausgesetzt, und Welleneinwirkungen bestimmen hier die Sedimentationsräume. Die Kieler Innenförde ist durch die Friedrichsorter Enge von diesen Einflüssen weitestgehend abgeschirmt. Doch gerade in diesem schmalen Durchlass, wie auch in der übrigen Kieler Innenförde, prägen Ein- und Ausströmprozesse, angetrieben durch Wasserstandsschwankungen, die

Sedimentationsräume der Kieler Innenförde (s. Abb. 3).

Abb. 3 Wasserstandsdaten vom Pegel A11 bei Kiel Holtenau, vom 16.11.01.

Da keine Strömungsdaten für die Kieler Förde verfügbar sind, kann die folgende Überlegung einen Eindruck vermitteln, welche Strömungen bei Wasserstandsänderungen von 2 m in 12 Stunden in der nur 1 km breiten Friedrichsorter Enge auftreten können: ² • Die Kieler Innenförde hat insgesamt eine Fläche von ca. 15 km , ^{6 3} • bei 2 m Wasserstandserhöhung ergibt sich ein Wasserüberschuss von 30 ⋅ 10 m , ² • Der Querschnitt der Friedrichsorter Enge beträgt ca. 12.000 m , ² • das bedeutet es müssen in 12 Stunden ca. 2500 mal 12.000 m durch die Enge strömen,

• das ergibt eine Strömungsgeschwindigkeit von ca. 6 Zentimetern pro Sekunde. Diese Strömungsgeschwindigkeit würde nach HJULSTRÖM (1939) reichen, um tonigsiltige Fraktionen, die durch die Sogwirkung der Schiffe aufgewirbelt wurden, in Suspension zu halten. Es kann jedoch von einer weit höheren Strömungsgeschwindigkeit

Einführung in das Kartiergebiet 9

ausgegangen werden, da der Ein- und Ausstrom in der Kieler Förde durch Bodenwässer bestimmt ist.

Die Welleneinflüsse am Westufer der Kieler Außenförde sind z. T. erheblich. An der Probstei, östlich der Mündung der Kieler Förde gelegen, wurden nach Nordoststürmen maximale Wellenhöhen von bis zu 4 m und Wellenlängen von bis zu 80 m gemessen (SCHWARZER, 1989). Das Westufer der Kieler Außenförde ist von diesen Einflüssen nicht durch morphologische Erhebungen im Küstenvorfeld abgeschirmt (vgl. 3.2), und so ist es bei Nordost-Winden ebenfalls einer verstärkten Erosion durch Welleneinwirkung ausgesetzt.

3.4 Anthropogene Einflüsse

Der Einfluss des Menschen auf das heutige Bild der Kieler Förde ist groß. Seit der Benennung der Stadt Kiel zum Reichskriegshafen 1872 wurden große Teile des Uferbereichs in der Kieler Innenförde befestigt oder zu Hafenbecken ausgebaut. Der Südzipfel der Hörn wurde 1876 bis 1880 mit Erdmassen zugeschüttet und ihre Ausdehnung um die Hälfte verringert. Im Jahre 1895 wurde der Nord-Ostsee-Kanal fertiggestellt.

Die direkten anthropogenen Einflüsse auf das Untersuchungsgebiet (vgl. 3.1) zeigen sich in erster Linie an den Oberflächensedimenten. Es wurden zwar im Bereich der Kieler Förde nie Vertiefungsmaßnahmen vorgenommen (frdl. mdl. Mitteilung Herr Röben, Wasser und Schifffahrtsverwaltung in Lübeck), doch finden sich besonders in den Randbereichen viele sandige Bereiche, die eindeutig als Aufschüttungen zu sehen sind. So wurde z. B. die natürliche Verengung bei Friedrichsort im Jahre 1627 durch Sandaufschüttungen auf ca. 1 Kilometer eingeengt, um den Wellenschutz in der Innenförde zu erhöhen (KORTUM, 2000).

Im Zuge der Industrialisierung wurde die Kieler Förde vermehrt als Kloake und Müllkippe der wachsenden Stadt Kiel und ihrer Häfen genutzt. Relikte der Dampfschifffahrtära finden sich in den Oberflächensedimenten der Kieler Förde in Form von Kesselschlacken. Im Verlauf des Zweiten Weltkriegs wurden große Teile der Stadt ^{6 3} Kiel völlig zerstört. Die gesamt Trümmermenge betrug in Kiel ca. 5⋅10 m (ROTHE,

2000). Ein Teil dieser Trümmer wurde in der Nachkriegszeit in der Kieler Förde entsorgt und findet sich als Betonbrocken in den Oberflächensedimenten. Die anthropogenen Veränderungen der Oberflächensedimente der Kieler Förde dauern bis in die heutige Zeit an. Schiffsinduzierte Verdrängungsströmungen führen im

Einführung in das Kartiergebiet 10

Nahbereich fahrender Schiffe zu einer permanenten Aufarbeitung der obersten Zentimeter des Sediments im Fahrwasser der Kieler Förde (frdl. mündl. Mitt. K. Uliczka, Bundesanstalt für Wasserbau, Hamburg). Da pro Jahr z. B. etwa 30.000-40.000 Schiffe die Abkürzung durch den Nord-Ostsee-Kanal nutzen (Quelle: Wasser- und Schifffahrtsamt Kiel Holtenau), ist dieser Effekt auf die Oberflächensedimente nicht zu vernachlässigen.

Geologischer Rahmen 11

4 Geologischer Rahmen

4.1 Das Präquartär Schleswig-Holsteins

Die präquartären Ablagerungen Schleswig-Holsteins werden nahezu vollständig von bis zu 100 m mächtigen quartären Ablagerungen überdeckt. So sind präquartäre Formationen nur an wenigen Lokalitäten Schleswig-Holsteins an der Oberfläche aufgeschlossen. Diese Aufschlüsse sind auf salinar- und glazialtektonische Prozesse zurückzuführen (GRIPP, 1964).

Die Salinarstrukturen im Untergrund Schleswig-Holsteins sind halokinetische Bildungen der Rotliegend- und Zechsteinsalze (s. Abb. 4), die im Oberen Buntsandstein einsetzten und teilweise noch bis heute anhalten (JARITZ, 1973).

Abb. 4 Geologisches Profil durch Schleswig-Holstein (aus: BEST et al., 1983).

Mobilisiert wurden die permischen Salinargesteine durch Druck und Temperaturänderungen im Zuge der Überlagerung durch mesozoische und känozoische Sedimente. Der Aufstieg der Salinargesteine ist wahrscheinlich auf tektonische Anstöße zurückzuführen (DUPHORN et al., 1995, BRINK, 1984).

Der Untergrund Schleswig-Holsteins lässt sich in vier großtektonische Einheiten gliedern (GRIPP, 1964, PICARD, 1964). Nach ihrer Lagestabilität und der Flächenausdehnung lassen sich der Westschleswig-Block, die Mittelholsteinische Scholle, der Ostholstein-Block und die Hamburger-Scholle unterscheiden (s. Abb. 5). Das Untersuchungsgebiet in der Kieler Förde liegt am Nordrand der Mittelholsteinischen Scholle, die neotektonisch größtenteils durch das Aufsteigen der Rotliegend- und Zechsteinsalze geprägt ist.

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Abb. 5 Tektonische Einheiten in Schleswig-Holstein (aus: PICARD, 1964).

4.2 Das Quartär

Das jüngste stratigraphische System der Erdgeschichte ist das Quartär. Die Obergrenze zum Tertiär wird nach klimatischen Gesichtspunkten an den Beginn der ⁶ Klimaverschlechterung 2,56 × 10 a BP gelegt. Nach der Internationalen Union für

Quartärforschung (INQUA) wird die Grenze zwischen Tertiär und Quartär jedoch nach ⁶ dem „Olduvai Event“ magnetostratigraphisch auf ein Alter von 1,78 × 10 a BP datiert.

Das Quartär wird in das von den Vergletscherungen der Nordhalbkugel geprägte Pleistozän und das nacheiszeitliche bis heute andauernde Holozän gegliedert. Die Grenze zwischen Pleistozän und Holozän wird in der Literatur einheitlich auf 10.000 a B. P. ¹⁴ (kalibriertes C-Alter) gelegt (STEPHAN&MENKE, 1977, DUPHORN et al., 1995 u. a.). Die Gliederung des Quartärs geht aus Abb. 6 hervor.

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Abb. 6 Quartärstratigraphie Schleswig-Holsteins nach PIOTROWSKI (1996).

4.2.1 Das Pleistozän

Das Pleistozän ist durch schnelle Klimawechsel geprägt, die zu mindestens sechs großen Kaltzeiten (Glazialen) führten (WALTER, 1995). Nach MEYER (1991) kam es während des Cromer (Mittelpleistozän, vgl. Abb. 6) zu ersten Vereisungen im skandinavischen Raum, deren Gletscher jedoch nicht den Ostseeraum erreichten.

Erst das jüngere Pleistozän ist in Norddeutschland durch drei große Glaziale geprägt, die durch wärmere Zeitabschnitte (Interglaziale) voneinander abgegrenzt sind. Während der Kaltzeiten drangen Gletscher aus den Hochlagen Skandinaviens bis tief in den norddeutschen Raum vor und hinterließen beim Rückschmelzen markante Geländestrukturen, die als Eisrandlagen bezeichnet werden. Anhand dieser Eisrandlagen konnten die Eisvorstöße der einzelnen Kaltzeiten nach ihrer Ausdehnung und ihrer zeitlichen Folge rekonstruiert werden. Danach wird im norddeutschen Raum unterschieden zwischen dem Elster-Glazial, dem Saale-Glazial und dem Weichsel-

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Glazial, die durch die Warmzeiten des Holstein- und Eem-Interglazials begrenzt sind (s. Abb. 6).

Die Gletscher des Elster-Glazials drangen bis an den Rand der deutschen Mittelgebirge vor (WALTER, 1995). Es können dabei mindestens zwei Eisvorstöße unterschieden

werden. Durch Schmelzwässer wurden bis zu 400 m tiefe Rinnensysteme im Untergrund angelegt (EHLERS, 1994). Im Zuge dieser Vorstöße wurde der Untergrund der Ostsee nur schwach modelliert und nur einige subglaziäre Erosionsrinnen angelegt (MEYER, 1991).

Das nachfolgende Holstein-Interglazial ist durch das Vordringen des Meeres in die elstereiszeitlichen Rinnen, bedingt durch einen eustatischen Meeresspiegelanstieg, geprägt. Das Holstein-Meer lagerte dort zuerst marine Tone ab, die von marinen Sanden und limnischen Mudden und Torfen gefolgt wurden (WOHLSTEDT&DUPHORN, 1974).

Während des Saale-Glazials wurde Schleswig-Holstein noch mehrmals vollständig von Gletschern überfahren (WALTER, 1995, PIOTROWSKI, 1996). PIOTROWSKI (1996) und DUPHORN und KABEL (1980) unterscheiden dabei drei saaleeiszeitliche Tills (qs1 bis qs3), so dass von drei großen Eisvorstößen ausgegangen werden kann. Nach MEYER (1991) erfolgten die Vorstöße von Nordosten bis Osten und erodierten großräumig den Untergrund im Gebiet der heutigen Ostsee. Der älteste Vorstoß (qs1) reichte bis in das südliche Niedersachsen (EHLERS, 1994). Er hatte die größte Erosionswirkung, so dass die Fließrichtung der beiden jüngeren Vorstöße bereits durch das Ostseebecken bestimmt war (MEYER, 1991).

Das Relief der von den saaleeiszeitlichen Gletschern überfahrenen Bereiche war nach deren Rückschmelzen durch eine Fülle von Geländemulden geprägt, in denen es im nachfolgenden Eem-Interglazial zu Moorbildungen kam (MENKE&STEPHAN, 1993). Bedingt durch einen eustatischen Meeresspiegelanstieg kam es erneut zu einer marinen Ingression. Das Eem-Meer nahm dabei das gesamte Gebiet der heutigen Ostsee und Teile der Nordsee ein, so dass die eemzeitlichen Vorläufer der Nord- und Ostsee wahrscheinlich durch einen schmalen Sund zwischen Rendsburg und Eckernförde miteinander verbunden waren (DUPHORN et al., 1995).

Mit einer erneuten Klimaverschlechterung begann das Weichsel-Glazial. Im Weichsel-Frühglazial wurde Norddeutschland noch nicht von Gletschern überfahren. Tundren- und Steppen-Stadiale wechseln sich mit wärmeren Interstadialen ab, die durch boreale Wälder gekennzeichnet sind (DUPHORN et al., 1995). Erst während des Weichsel-Hochglazials

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kommt es nach PIOTROWSKI (1996) zu insgesamt sechs Eisvorstößen (qw1 bis qw6). STEPHAN und MENKE (1993) unterscheiden hingegen nur vier Vorstöße (qw1 bis qw4), GRIPP (1964) sogar nur drei.

Der erste weichseleiszeitliche Vorstoß (qw1, Brügge-Vorstoß, s. Abb. 6) kam in Schleswig-Holstein etwa auf der Linie Dosenmoor-Schwale-Schönböken-Schmalensee-Teufelsberg zum Stillstand. Nach diesem Vorstoß zog sich der Gletscherrand nach Norden zurück, wobei er jedoch die heutige Küstenlinie der Ostsee nicht erreicht hat. Der qw2-Vorstoß (Bordesholm-Vorstoß) hatte die größte Ausdehnung der

weichseleiszeitlichen Vorstöße und reichte bis zur Linie Neumünster-Boostedt-Bornhöved-Grimmelsberg. Die Gletscher des qw3-Vorstoßes (Blumenthal-Vorstoß) lagerten die prägnanteste Eisrandlage Schleswig-Holsteins ab, die Blumenthaler Moräne. Beim Rückschmelzen der Gletscher des qw3-Vorstoßes bildeten sich zwischen der Gletscherfront und der Eisrandlage große Eisstauseen (PIOTROWSKI, 1996). Die große Mächtigkeit der Beckensedimente des Löptiner Eisstausees (bis zu 10 m) und ihre räumliche Ausdehnung sprechen für eine längere eisfreie Zeit nach dem qw3-Vorstoß (CRAMER, 1993).

Der qw4-Vorstoß (Barmissen-Vorstoß) reichte vermutlich bis ca. 10 km südlich der Sehberg Moräne bei Kiel und überdeckt mit seinen Ablagerungen teilweise die Beckensedimente des Löptiner Eisstausees (CRAMER, 1993). Die Sehberg Moräne an sich ist die Eisrandlage des qw5-Vorstoßes (Sehberg-Vorstoß), dessen Eiskappe sich beim Rückschmelzen das erste Mal in das Innere der Ostseesenke zurückzog. Der letzte Vorstoß (qw6, Fehmarn-Vorstoß) hatte die geringste Ausdehnung und reichte in Schleswig-Holstein nur wenige Kilometer landeinwärts (PIOTROWSKI, 1996).

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4.2.2 Das Holozän

Die holozäne Entwicklung der Ostsee und somit der Kieler Förde, als ein heutiger Teil der Ostsee, ist durch das Zusammenwirken verschiedener Prozesse bestimmt. Das Abschmelzen des fennoskandischen Inlandeises des Weichsel-Glazials, nach BJÖRK ¹⁴ (1995) auf 13.500 a BP bis 13.000 a BP datiert (kalibrierte C -Jahre), führte zu einer

Entlastung der Erdkruste im Bereich Skandinaviens, die sich daraufhin zu heben begann (isostatischer Ausgleich). In den Randbereichen der Hebung kam es durch Ausgleichsbewegungen zu einem gleichzeitigen Absenken der Kruste. Im Zusammenspiel mit den eustatischen Meeresspiegeländerungen und lokalen tektonischen Bewegungen kam es so zu einem Wechsel von Süß-, Brack- und Salzwasserphasen im Bereich der heutigen Ostsee (s. Abb. 7).

Abb. 7 Nacheiszeitliche Entwicklungsstadien der Ostsee. a: Baltischer Eisstausee, b: Yoldiameer, c: Ancylussee, d: Litorinameer (aus: KÖSTER, 1996).

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Die Schmelzwässer der sich nach Norden zurückziehenden Gletscher des fennoskandischen Inlandeises bildeten in der jüngeren Dryas den sog. „Baltischen Eisstausee“. Die Verbindung zum Weltmeer war noch durch den Eisrand unterbrochen, und der Wasserspiegel des Eisstausees lag ca. 25 m über dem des Weltmeeres. Ein weiteres Rückschmelzen des Eises führte im Präboreal zu einem Durchbruch beim Billigen-Bergen in Mittelschweden, durch den der Baltische Eisstausee in das Weltmeer entwässerte.

Über diese Verbindung drang zwischen 10.300 a BP und 9.500 a BP salzreiches Wasser aus dem Weltmeer in den Eisstausee ein und führte zu marinen bis brackischen Verhältnissen. Nach der über Mittelschweden eingewanderten Muschel Yoldia arctica wird diese Phase als Yoldia-Meer bezeichnet. Die Südküste dieses Meeres lag nördlich von Bornholm, so dass der Bereich der Kieler Förde noch Festland war (BJÖRK, 1995). Durch verstärkte isostatische Hebung Skandinaviens wurde die Verbindung zum Weltmeer erneut gekappt, und es kam zur Aussüßung des ehemaligen Yoldia-Meeres. Diese Phase zwischen 9.500 a BP und 8.200 a BP wird nach der Süßwasserschnecke Ancylus fluviatilis als Ancylussee bezeichnet. Der Wasserstand des Acylussees stieg durch den andauernden Schmelzwassereintrag erneut bis über den Weltmeeresspiegel, bis es zu einem Überlaufen durch den Sund und die Belte kam. Das ausfließende Wasser hinterließ dabei tiefe Abflussrinnen in den Gebieten der Darßer Schwelle, des Fehmarn Beltes und des Großen Beltes (LEMKE, 1998).

Während des postglazialen Klimaoptimums im Atlantikum kam es zu einem raschen eustatischen Meeresspiegelanstieg. Die Überflutung der Belte und des Øresundes ab 7.900 a BP führte bis 5.700 a BP zu einem schnellen Anstieg des Wasserspiegels, der als „Litorina-Transgression“ bezeichnet wird. Das so entstandene Litorina-Meer, benannt nach der Schnecke Littorina littorea, überflutete auch den westlichen Teil der Ostsee, in dem die Kieler Förde liegt. In der Zeit zwischen 7.900 a BP und 7.300 a BP wurden dabei maximale Anstiegsraten von 2,5 cm/a erreicht, und der Wasserspiegel stieg um 15 m. Nach der schnellen initialen Litorina-Transgression sanken die Anstiegsraten des Litorina-Meeres jedoch auf durchschnittlich 0,3 cm/a ab (LEMKE, 1998). Der Meeresspiegel lag zu diesem Zeitpunkt schon wenige Meter unter dem heutigen (s. Abb. 8). In dieser Zeit setzten durch den verlangsamten Anstieg des relativen Wasserspiegels Küstenausgleichsprozesse ein (DUPHORN et al., 1995).

Ab 2000 a BP nahm der Süßwasseranteil des Litorina-Meeres durch einen erhöhten Wassereintrag durch Flüsse zu. Diese Phase wird nach der Brackwasserschnecke