Die Morphogenese der deutschen Fördenküste

Inhalt

Abbildungsverzeichnis

Tabellenverzeichnis

I Einleitung

II Stand der Forschung
II.1 Die Entstehung der Ostsee
II.1.1 Das Präquartär
II.1.2 Das Pleistozän
II.1.3 Nacheiszeit
II.2 Die heutige Ostsee
II.2.1 Geologische und tektonische Bedingungen
II.2.2 Landformen
II.2.3 Klima und Wasserhaushalt
II.3 Die schleswig-holsteinische Fördenküste
II.3.1 Raumeinheit
II.3.2 Genese
II.3.3 Rezente Morphogenese
II.3.3.1 Die Küstenform
II.3.3.2 Küstendynamik
a) Faktoren und Bedingungen
b) Sedimente und Sedimenttransport
c) Akkumulationsformen

III Forschungsdefizit und Zielsetzung

IV Datengrundlage und Methodik

V Rückgangsdynamik und Steiluferrückgang
V.1 Schemata der Uferrückbildung
V.2 Abbruchsdynamik an ausgewählten Steilufern
V.2.1 Steilufer an Außenküsten
V.2.2 Steilufer in der Eckernförder Bucht
V.3 Rekonstruktion der ehemaligen Klifflinien

VI Auswertung der Ergebnisse

VII Zusammenfassung und Ausblick

Literaturverzeichnis

Danksagung

Anhang

Abbildungsverzeichnis

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

Abb.2 Weichseleiszeitlicher Eisvorsto ß 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 Gro ß en Belts Quelle: http://de.wikipedia.org/wiki/Großer_Belt, 3.1.2010

Abb.5 Übersichtüber 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

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

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 Au ß enküsten 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)

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

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1: Morphologische Gliederung der deutschen Ostseeküste

Quelle: LIEDTKE/MARCINEK 2002: 346

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-Holstein¹. 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.

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.

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 nicht - wie 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. km² 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 durch mehrere Stillstandsphasen. Aus diesen gehen die verschiedenen Endmoränenlagen hervor (LIEDTKE 1992).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

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.

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 unterteilen² :

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 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).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 3: Die vier Stadien der Ostsee im Postglazial Quelle: NEWIG/THEEDE (1985: 63)

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).

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 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 Luftfeuchtigkeit. Das Klima des Ostseeküstengebiets von Schleswig-Holstein, worin das Untersuchungsgebiet liegt, ist aufgrund seiner Lage insgesamt stärker atlantisch geprägt. Dieser Einfluss spiegelt sich in der vergleichsweise niedrigeren Temperaturkurve bei gleichzeitig höheren Niederschlagswerten (vgl. Klimadiagramme im Anhang). Während zum Beispiel der weit im Landesinnern liegende Stuttgarter Raum zweier sommerlichen Regenmaxima unterliegt, ist die deutsche Ostseeregion um Kiel auch im Winter verstärkten Niederschlägen ausgesetzt. Daraus resultiert die ganzjährlich hohe Feuchtigkeit der Region, welche auch Auswirkungen auf die terrestrische Geosphäre hat.

Während des Großteils des Jahres dominieren an der deutschen Ostsee die Westwinde (DUPHORN ET AL. 1995). Der wechselhafte Witterungscharakter - atlantischer Tiefdruckeinfluss vs. kontinentaler Hochdruckeinfluss - bringt in dieser Region Besonderheiten mit sich: starke Windgeschwindigkeiten und Stürme sind nicht selten (LIEDTKE/MARCINEK 2002). Die Meerenge des Kattegat und Großen Belts als Verbindung zwischen der Nord- und Ostsee führt zu einer besonderen Dynamik in der Hydrosphäre. Hier erfolgen 85% des Wasseraustauschs zwischen salzhaltigem Nordatlantik und brackigem Binnenmeer.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 4: Die Meerenge des Gro ß en Belts . Nördlich davon liegt die Meeresstraße des Kattegats.

Quelle: (3.1.2010) http://de.wikipedia.org/wiki/Großer_Belt

Dabei ist das Druckgefälle von außen nach innen gerichtet. Diese Dynamik bedingt den ästuaren Charakter der Ostsee (DUPHORN ET AL. 1995). Des Weiteren hat die Meerenge großen Einfluss auf den Tidenhub. Da dieser sich nur in der Größenordnung von Zentimetern bewegt, fehlen in der Ostsee küstendynamisch wirksame Gezeiteneffekte völlig (LIEDTKE/MARCINEK 2002).

Von küstendynamischer Bedeutung dagegen sind aufgrund der Nordost-Exposition (vgl. II.3.1) der Fördenküste überwiegend die Winde aus NE. Entscheidenden Einfluss dabei hat die Länge des Windwegs über das Wasser - der Fetch. Bedingt durch die verminderte Reibungskraft des Wassers ist dieser umso größer, je länger der Windweg ist (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988). Aufgrund der Landbarriere

Schleswig-Holsteins ist der Fetch aus östlichen Richtungen zehnmal größer als jener aus westlichen (LIEDTKE/MARCINEK 2002). Die effektive Windwirkung in der Kieler Bucht ist daher stark fetchlimitiert und beschränkt sich auf den Sektor von 0° bis 110°. Das heißt, dass für die Seegangsdynamik an de r Ostküste Schleswig-Holsteins die Winde aus nordöstlicher Richtung verantwortlich sind. Bei diesen Wetterlagen, mit welchen Wellenhöhen von bis zu 5 m einhergehen, finden die energiereichsten Brandungsprozesse statt. Extreme Sturmhochwässer treten im Schnitt ein- bis zweimal im Jahrzehnt auf (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988).

Die Nordost-Winde beschränken sich jedoch auf das Herbst-/Winterhalbjahr, sodass es nur in diesem Zeitraum zu merklichen Küstenumgestaltungsprozessen kommt. Die damit einhergehende Wasserstandserhöhung im südwestlichen Ostseeraum wird dabei unterstützt von dem maximalen Füllungsgrad der Ostsee. Dieser ist das Resultat lang anhaltender sommerlicher Einstromlagen durch die atlantischen Westwinde (LIEDTKE/MARCINEK 2002). Während der Sommerperiode - hier dominieren die Westwinde - ist die Wasseroberfläche relativ glatt, da nur schwache auflandige Winde wehen, die ebenfalls nur schwache und damit energiearme Wellen evozieren (STERR 1988).

II.3 Die schleswig-holsteinische Fördenküste II.3.1 Raumeinheit

Die schleswig-holsteinischen Meeresbuchten sind die südliche Fortsetzung der dänischen Förden und bilden zusammen mit ihnen eine geomorphologische Einheit. Diese erstreckt sich von Ålborg (Dänemark) bis Travemünde (Deutschland). Eine politische Trennlinie bildet die Flensburger Förde, deren Nordufer zu Dänemark und deren Südufer zu Deutschland gehört (KÖSTER/SCHWARZER 1996). Die insgesamt fünf deutschen Meeresbuchten gliedern sich - von Nord nach Süd - in die eben genannte Flensburger Förde, die Schlei, die Eckernförder Bucht, die Kieler Förde und die Traveförde. Nördlich von letzterer liegt die ehemalige Hemmelsförde, welche im Zuge des Küstenausgleichs bereits von der Ostsee abgetrennt wurde und nun einen See bildet. Trotz ihrer gemeinsamen Genese unterscheiden sich die Förden durch ihre spezifische Form. Gemeinsam ist den Förden die Trompetenform ihres Mündungsbereichs - ein Relikt der pressenden, drückenden und schürfenden Arbeit der Gletscherzungen (SCHMIDTKE 1995).

Außer der Traveförde liegen alle deutschen Förden in der Raumeinheit der Kieler Bucht. Ihr morphologischer Charakter ist gekennzeich- net durch ein weitgehend von allen Seiten umschlos- senes flaches Meeres- becken. Daher ist diese Raumeinheit physio- und topographisch nicht der eigentlichen Ostsee, son- dern der sog. Beltsee zuzuordnen. Im Norden hat

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Abb. 5: Übersichtüber die deutsche Fördenküste : im NW der Kieler Bucht beginnend mit der Flensburger Förde setzt sie sich nach SO mit der Schlei, der Eckernförde bis zur Kieler Förde fort; südlich der Halbinsel Wagrien findet sie ihren Abschluss mit der Traveförde bei Lübeck

Quelle: Meyers Universalatlas (2004: 20)

sie Anschluss an den Großen und den Kleinen Belt - der Hauptverbindung zur Nordsee. So liegt die Bucht unmittelbar im Übergangsbereich zwischen Nord- und Ostsee (STERR 1988).

Die teilweise bis zu 20 m tiefen Buchten untergliedern die schleswig-holsteinische Ostseeküste in die vier halbinselförmigen Landschaften Angeln, Schwansen, Dänischer Wohld und Wagrien (SCHMIDTKE 1995). Zwischen Flensburg und Kiel umfasst die Fördenküste eine Länge von 145 Küstenkilometern. Davon nehmen die Steilufer 90 km ein. Von diesen sind lediglich 35 km als aktive Kliffe im rezenten Abbruch begriffen. Die anderen 55 km sind inaktive oder durch Strandwälle geschützte und damit tote Kliffe (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988).

Aufgrund ihrer besonderen Tiefe von durchschnittlich 15m eignen sich die Förden besonders gut als Häfen und Schiffahrtswege (LIEDTKE 1992). Dieser Funktion haben sie ihren Namen zu verdanken: „Förde“ bedeutet, ebenso wie „Fjord“, in nordischen Sprachen „Fahrwasser für Küstenschiffe“ (WILHELMY 1972).

II.3.2 Genese

Ihre Form haben die Förden - bzw. das unter ihnen liegende Relief -, wie gesagt, durch die Erosionsleistung des Weichseleises erhalten. Das Eis drang aus der heutigen Kieler Bucht landwärts vor und spaltete sich in einzelne Teilloben auf. Aus ihnen ging im Zuge der Eisoszillation eine Reihe von Zungenbecken hervor, welche durch Schwellen voneinander getrennt waren. Aufgrund subglazifluvialer Schmelzwassererosion wurden manche dieser Zungenbecken noch weiter übertieft. So sind aus der Kombination von glazialer und glazifluvialer Erosionswirkung lang gestreckte, rinnen- oder wannenförmige Hohlformen entstanden. Diese markanten Tiefenzonen werden an ihrem westlichen Ende von Endmoränen gesäumt. Im Bereich der ehemaligen Schmelzwasserrinnen liegen heute die schmalen, teilweise flussförmigen Teile der Förden. Die breiteren Teile befinden sich dagegen über den ehemaligen Zungenbecken (LIEDTKE/MARCINEK 2002).

Zu dem Zeitpunkt der nachlassenden Transgression vor etwa 6 000 Jahren war die Küste weitaus stärker gegliedert als heute. Die aufragenden End- und Randmoränenlagen bildeten weit vorspringende Sporne. An diesen setzte die initiale Kliffbildung ein. Mit dem ersten Transgressionshochstand vor etwa 2 000 - 2 500 Jahren war die Litorina-Transgression weitgehend abgeschlossen. Damit begannen sogleich die küstendynamischen Prozesse. Die Küstensporne wurden rasch abgetragen. Aus dem anfallenden Sediment bildeten sich die ersten Hakensysteme und Nehrungen.

Die Regression des Meeresspiegels um -1 m in den ersten nachchristlichen Jahrhunderten verstärkte den Küstenversatz. Dadurch wurden fast alle Niederungsgebiete weitgehend oder ganz vom Meer getrennt. Besonders günstig war die Bildung von Strandwallebenen in breiten Buchtquerschnitten. Die Bildung von Höftländern erfolgte vor allem an weniger stark exponierten Abschnitten, wie z.B. bei Friedrichsort in der Kieler Bucht oder bei Aschau in der Eckernförder Bucht. Durch den Meeresspiegelanstieg des letzten Jahrtausends und speziell der letzten Jahrzehnte kam es zu einer weiteren Intensivierung der küstendynamischen Prozesse (STERR 1988).

II.3.3 Rezente Morphogenese

II.3.3.1 Die Küstenform

Die schleswig-holsteinische Fördenküste weist aufgrund ihres topographischen Ausgangsreliefs mit seinen lokal unterschiedlichen Gegebenheiten eine starke Zergliederung auf. Der häufige Wechsel von Steil- und Flachküstenbereichen bildet das die Landschaft prägende Element. Insbesondere die Konfiguration von Außenund Innenküsten weist große Differenzen auf. Diese spiegelt sich unter anderem im Sedimenttransport wider (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988).

Nach STERR (1988: 2) sind Küsten „Grenzsäume des Festlands zu den Wasserflächen der Meere und Ozeane“. Ihre Form ist das Ergebnis des Zusammenwirkens von vier Geosphären: Lithosphäre, Hydrosphäre, Atmosphäre und Biosphäre. Dabei führen in erster Linie die intensiven exogenen Prozesse zu Formveränderungen. STERR (1988) gliedert die Küste an der Kieler Bucht in folgende drei Einheiten: Sublitoral, Eulitoral und Supralitoral.

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Abb. 6: Gliederung der Ostseeküste Schleswig-Hosteins Quelle: STERR (1988: 5)

Das Sublitoral umfasst das wellenbeeinflusste Küstenvorfeld. Dieses besteht aus der Schorre - oder auch Abrasionsplattform -, dem brandungsbeeinflussten Vorstrand und dem unteren Strandhang. Seewärts ist es begrenzt durch die topographische Rinne und es steht in kausalem Zusammenhang mit dem sich seewärts anschließenden Sandriff. Diesem Bereich folgt strandwärts das Eulitoral. Dieses entspricht dem Strandprofil und umfasst den Bereich zwischen dem Strandwall und dem Klifffuß bzw. dem über das Hochwasserniveau aufgehöhten Strandwall (bei Flachküste). Dazwischen liegt der obere Strandhang. Auf diesen Abschnitt folgt landwärts das Supralitoral. An Steilküsten bilden der Klifffuß und die Kliffkante die klaren seewärtigen Grenzlinien dieses Bereichs. Bei Flachküsten sind die Grenzen nicht so eindeutig. Hier bildet der höchste Punkt der Strandwallebene die seewärtige Grenze. Für die Abgrenzung zum Hinterland dagegen gibt es keine präzise Grenzlinie. Sie ist ein vom höchsten Sturmflutereignis abhängiger breiter Saum. Dieser kann bis zu den rückwärtigen Moränenzügen oder dem künstlichen Damm reichen.

Das litorale Relief variiert in Abhängigkeit vom Charakter des Küstenrücklandes. Vor aktiven Steilküsten finden sich für gewöhnlich die schmalen und steinigen Strände, wohingegen an deren Rand, hin zu den Flachküsten, die Strände breiter und sandiger werden (STERR 1988). Auch im submarinen Bereich treten starke Varianzen bezüglich des Reliefs auf. Je nach lokalem Ausgangsrelief ist die Abrasionsplattform schmaler oder breiter. In den relativ geschützt liegenden Innenförden, wo die Uferzonen dem Angriff der Wellen weniger zugänglich sind, ist die Abrasionsfläche recht schmal ausgebildet. Die Schmalheit der Schorre steht in engem Zusammenhang mit den ufernahen, stark übertieften Schmelzwasserrinnen. Dagegen ist sie vor den exponierten Küstenbereichen breiter. Auch die Neigung der Plattform variiert. Vor exponierten Küsten ist sie aufgrund des starken

Abrasionsgeschehens flacher als vor geschützt liegenden Küsten (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988). Die Schorre reicht für gewöhnlich bis zum Profilknick in 15-16m Tiefe. Dieser markante Punkt ist eine ältere Küstenlinie vom Ende der ersten litoralen Hauptphase. Daher ist die Abrasionsplatte die untermeerische Fortsetzung der festländischen glazialmorphologischen Strukturen. Seewärts dieser Platte schließen sich die Schlickgebiete an. Sie befinden sich in den tieferen Beckengebieten (DUPHORN ET AL. 1995).

II.3.3.2 Küstendynamik

a) Faktoren und Bedingungen

Der Bereich, in welchem küstendynamische Prozesse stattfinden, beschränkt sich auf eine relativ schmale Übergangszone zwischen Land und Meer. In ihr treffen, mitunter durch Brandungsvorgänge, die Elemente Feststoff, Wasser und Luft aufeinander. Dieser Küstenstreifen, dessen Zentrum die Uferlinie bildet, unterliegt der ständigen Umgestaltung. Den in diesem Übergangsbereich aufeinander treffenden Faktoren und Vorgängen ist das Streben nach einem Gleichgewichtszustand überlagert. Maßgebliche Komponenten dieses Prozesses sind die Wirkungen des einlaufenden Seegangs, die morphologischen Formen sowie die sedimentologische Ausbildung des Meeresbodens (KÖSTER/SCHWARZER 1996). Diese Interaktion führt zu den küstendynamischen Vorgängen der Abrasion, der Erosion und der Anlandung (SCHOTT 1956). Küstenabbruch und Sedimentanlandung prägen daher das Landschaftsbild der schleswig-holsteinischen Ostküste. Dabei stehen sich die Erosionsresistenz der Steilufer und die Abrasions- und Transportenergie der Wellen einander gegenüber (KLUG/STERR 1988). Dieser Prozess des Küstenausgleichs bestimmt seit etwa 4 000 Jahren die Morphogenese der Küstenlandschaft in der südwestlichen Ostsee (SCHOTT 1956).

Aufgrund der Vielgestalt der Küstenkonfiguration und -exposition sowie den spezifischen Wirkungsfaktoren variiert die Küstendynamik je nach Lokation. Die wichtigsten Einflussgrößen sind im submarinen Milieu die Neigung des unteren Strandhangs, die (Nicht-)Existenz eines Sandriffs und dessen durchschnittliche Höhe und Breite sowie das Verhältnis des Anteils grober Sedimente (Geröll, Kies) zu feinen Fraktionen (Sand). Bedeutsame Faktoren im Strandbereich sind die Strandbreite³ und die Strandhöhe⁴. Ebenso relevant ist die Mächtigkeit der den Strandhang bedeckenden Sedimentauflage. Auch die Topographie des Küstenrücklandes spielt eine wichtige Rolle. Von Entscheidung ist hier die Hangneigung des Supralitorals. So verstärkt ein reflektiver Steilhang die Wellenenergie im Küstenvorfeld, wohingegen ein flacherer Rückhang jene absorbiert. Von großer Bedeutung für die litoralen Prozesse ist das Material des Küstenrücklandes. Der an den Förden anstehende Geschiebemergel ist ein Ton Schluff-Sand-Kies-Gemisch mit unterschiedlich hohen Stein- und Geröllbeimengungen, die einen hohen Kalkanteil aufweisen. Dabei sind das Porenvolumen und das Vorkommen Grundwasser stauender Schichten für die Hangabtragung relevant. Insgesamt zeichnet sich die Küsteneinheit aufgrund ihrer lithologischen Beschaffenheit durch eine hohe Erosionsanfälligkeit aus. Lokal treten allerdings aufgrund unterschiedlicher Korngrößenzusammensetzung Varianzen in der Stabilität der Ufer gegenüber dem Wellenangriff und klimatisch bedingten Abtragungsprozessen auf.

Diesen lokalen Einflussgrößen sind die beiden Parameter der Hydrographie des Ostseebeckens und die Winddynamik überlagert. Dabei kommt insbesondere letzterer eine große Bedeutung zu. Hier ist zu beachten, dass der Tidenhub, welcher sich in der südlichen Ostsee nur im Zentimeterbereich abspielt, als Einflussfaktor zu vernachlässigen ist. Hingegen kommt es häufig zu Pegelveränderungen infolge schneller Luftdruckschwankungen - den Seiches. Diese führen zu Wasserstandsänderungen von bis zu einem Meter (STERR 1988/ LIEDTKE 1992). Des Weiteren bedingen die Reibungskräfte des Windes einen Windschub, durch welchen ein Triftstrom in Gang gesetzt wird. Dieser bewirkt einen Wassermassenstau, welcher wiederum eine Gefälleströmung als Ausgleichsbewegung auslöst. Diese Dynamik findet speziell in den Übergangsbereichen von den Binnen- zu den Außenküsten statt (DUPHORN ET AL. 1995).

In der Ostsee ist also der Wind der Motor des Seegangs. Durch ihn erzeugte Wellen und Wasserstandserhöhungen tragen entscheidend zu Sedimentumlagerungen bei. Zudem stehen die Wellenhöhe und -periode in unmittelbarem Zusammenhang mit dem lokal wirksamen Fetch. Nimmt dieser zu, so vergrößert sich die Ausdehnung der Abrasionsplattform. Die küstendynamischen Prozesse sind also abhängig von der Wind- und Seegangsdynamik. Ihre Art und Umfang stehen in direktem Zusammenhang mit der Häufigkeit des Auftretens kleiner, mittlerer und großer Sturmereignisse (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988). Diese bedingen erhebliche Sedimentumlagerungen und Zerstörungen an der Küste bis hin zu kräftigen Landdurchbrüchen (LIEDTKE 1992). Insbesondere der mit der Sturmbrandung einhergehende hohe Staueffekt führt sowohl an den exponierten Außenküsten als auch in den zur Brandungsrichtung hin geöffneten Binnenküstenabschnitten zu hohen Schadwirkungen (DUPHORN ET AL. 1995).

b) Sedimente und Sedimenttransport

Hauptsandlieferant im südwestlichen Ostseeraum sind das Festland und die küstennahen Gebiete. Der tiefere Meeresgrund trägt aufgrund der schwachen küstenwärtigen Strömungen nicht zur Materiallieferung bei (SCHOTT 1956). Daher stammen die Sedimente in der Litoralzone aus dem anstehenden Geschiebemergel. Dieser ist eine Zusammensetzung aus den Komponenten Schluff/Ton (40%), Sand/Kies (30-35%), CaCo3 (15%), Steinen (5%) und Wasser (5-10%). Die Basis der litoralen Sedimente bildet also ein heterogenes Gemisch, welches durch die verschiedenen terrestrischen und marinen Wirkungsfaktoren bearbeitet und umgestaltet wird. Das Material wird im Litoralsaum umgelagert. Dabei bleiben die gröberen Fraktionen (Sand, Kies, Geröll, Steine) als mobiles Sediment in der wellen-beeinflussten Zone. Die feineren Fraktionen werden dagegen in größerer Uferentfernung abgelagert (STERR 1988).

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

Auch im submarinen Bereich bestehen hinsichtlich des Charakters und der Verteilung der Sedimente Differenzen. Am steiler geneigten ufernahen Vorstrand werden vor allem Mittelsandfraktionen (>0,3 mm, <0,8 mm) als Sandriffe akkumuliert. In der seewärtigen Zone nimmt die Sedimentmächtigkeit von maximal 2,5 m rasch ab (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988). Bis hinab zu der Schlickzone erreichen die holozänen Meeressande selten Mächtigkeiten von mehr als 20 cm (DUPHORN ET AL. 1995). Hier befindet sich eine dünne Lage grober Restsedimente. Dies sind Grobsandrippeln sowie Kies- und Geröllfelder. In der sich seewärts der Schorre anschließenden Schlickzone befinden sich Sedimente mit einer Korngröße von unter 0,3 mm. Die morphologische Grenze (Profilknick) fällt daher häufig mit der sedimentologischen zusammen (KLUG/STERR/BOEDEKER 1988).

Die Sedimentverteilung und der Transport der küstennahen Sedimente hängen unmittelbar mit den Küstenströmungen zusammen. Dieser aus den Windwellen resultierende küstendynamische Faktor ist der effektivste in der Kieler Bucht. Durch die Strömungen kommt es zum Transport von Sediment, womit die Abrasionswirkung auf den Meeresboden einhergeht. Durch diese Dynamik wird das submarine Relief modifiziert. Das Schleifmittel für die Abrasion bildet insbesondere das grobe Restsediment. Für die Abrasionswirkung selbst ist die oszillierende Bewegung der Wasserteilchen, welche Sedimentpartikel aufnehmen, verantwortlich (STERR 1988).

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

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.

³ d.h. die Entfernung von Kliff- bzw. Dünenfuß zur Wasserlinie

⁴ Höhe von Kliff- bzw. Dünenfuß über NN