Vorwort

Der vorliegende Bericht basiert auf einer 10-tägigen Exkursion, die an die deutsche Ost- und Nordseeküste führte. Unter besonderer Berücksichtigung der Geologie mit ihren Teilgebieten Geomorphologie und Geodynamik richtete sich dabei das Augenmerk auf das Werden und Vergehen der Küsten Deutschlands. Ganz normal ist es, dass in 10 Tagen keinesfalls die komplette Küste, geschweige denn auch nur ein Bruchteil der geologisch wichtigen Standorte besichtigt und erkundet werden kann. Schon allein für die unglaublich vielfältige Insel Rügen reichen 10 Tage nicht aus.

Der Bericht orientiert sich an den während der Exkursion angesteuerten Punkten. Inhaltlich wird der Schwerpunkt eindeutig auf die Geologie gelegt, wobei an entsprechenden Stellen teils kurz auf andere Themengebiete, wie Biologie oder Kulturhistorik eingegangen wird. Ebenso wie der Exkursion ist es dem Bericht nicht möglich, alle oder auch nur Teile der bedeutendsten Küstenstrukturen zu erläutern oder gänzlich auszuleuchten. Vielmehr ist das Ziel, einen groben Überblick über die generelle Küstengeologie Deutschlands zu geben und diese an speziellen Beispielen und Standorten zu vertiefen. Bemerkt werden muss, dass der Schwerpunkt des Berichts auf der deutschen Ostseeküste liegt und ein etwas kleinerer Teil die Nordseeküste Deutschlands behandelt. Damit folgt die Einteilung aber nur den auf der Exkursion gesetzten Maßstäben. Der Bericht soll nicht nur die während der Exkursion gemachten küstenmorphologischen sowie küstendynamischen Beobachtungen wiedergeben, sondern gleichzeitig mit vielseitigem Bildmaterial auch Zusatzinformationen und Anregungen vermitteln. Keinesfalls zum Selbstzweck ist diese Schrift entstanden, sondern sie soll noch weiteren Leserinnen und Lesern einen Einblick in die Vielfältigkeit und Schönheit der deutschen Küstenlandschaft sowie ihrer Geologie vermitteln.

Geologie Norddeutschlands

Rezente Topografie

Norddeutschland stellt ein Tiefland dar – das sogenannte Norddeutsche Tiefland. Es beginnt etwa an der Linie Rheine – Hannover – Braunschweig – Magdeburg – Bitterfeld – Leipzig – Riesa – Bautzen – Görlitz. Das Tiefland ist durch sehr geringe Höhenunterschiede und damit durch ein flaches Reliefbild gekennzeichnet, das nur wenige Erhebungen zeigt. Besonders im westlichen Teil des Tieflandes, vornehmlich an der Nordseeküste (um Emden, zwischen Cuxhaven und Hamburg) zeigt sich diese flache Topografie, in der einzelne Gebiete bis zu zwei Meter unter dem Meeresspiegel liegen. In östlicher Richtung entwickelt sich die Landschaft zu einer etwas differenzierteren Form. Ab der Lüneburger Heide zeigen sich weite Ebenen, welliges Land mit Höhenzügen, Seen und Talungen. Zwei Landrücken durchqueren in nordwestlich-südöstlicher Richtung dieses Gebiet, die häufig Erhebungen über 150 m NN aufweisen. Diese Landrücken unterteilen sich in den Nördlichen und Südlichen Landrücken, wobei der zuerst genannte von den Moränenzügen des Weichsel-Glazials gebildet und der zuletzt genannte aus den Moränen des jüngeren Saale-Glazials aufgebaut wird. Der Nördliche Landrücken erstreckt sich etwa von Ost-Holstein (Bungsberg 168 m) über Nordwest- und Ostmecklenburg (Helpter Berge 179 m) bis hin nach Nordost-Brandenburg. Der Südliche Landrücken verläuft von der Lüneburger Heide zwischen Aller und Elbe (Wilseder Berg 169 m) über die Altmark (Hellberge 160 m) und Südbrandenburg (Fläming mit Hagelberg 201 m). Auch zwischen den beiden Landrücken befinden sich einzelne Erhebungen, wie die Ruhner Berge (178 m) oder der Hutberg (162 m). Auf Rügen befindet sich der Piekberg (161 m) und mit dem Königsstuhl (122 m) an der Steilküste von Jasmund auch der größte Höhenunterschied auf kürzester Entfernung im Norddeutschen Tiefland. Quartäre Sedimente, die ganz unterschiedliche Mächtigkeiten erreichen (von wenigen Metern bis 500 m), haben diese flache, teilweise wellige Landschaft geprägt. Mit zunehmender Annäherung an die Mittelgebirge, der dem Tiefland südlich angelagerten geologischen Einheit, nimmt die Mächtigkeit der quartären Schichten meist ab.

Präquartärer Untergrund

Als Fundament Norddeutschlands lassen sich präkambrische metamorphe und magmatische Gesteine des Fennoskandischen Schildes nachweisen, die auf der Insel Bornholm noch aufgeschlossen, weiter südlich aber durch altpaläozoische Sedimente überlagert sind. Das sogenannte Kristallin des Osteuropäischen Kratons wurde von einem Flachmeer und tektonischen Ereignissen im Kambrium, Ordovicium und Silur beeinflusst. So konnten beispielsweise auf Nordrügen über 3 km mächtige, tektonisch verschuppte, teilweise gefaltete und geschieferte Sandsteine, Tonsteine und Grauwacken des Ordoviciums sowie jungpräkambrische Schiefer nachgewiesen werden (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). Auch weiter südlich lassen sich diese Ablagerungen verfolgen, jedoch in wesentlich größeren Tiefen. Die Rügener Ablagerungen stammen wohl aus einem ozeanischen Bereich vor dem im Süden gelegenen Großkontinent Gondwana. Zusammen mit dem von Gondwana abgerissenen Terran Avalonia wurden diese dann durch plattentektonische Bewegungen nach Norden transportiert und im Silur durch Kollision mit dem Kontinent Baltica auf dessen Südrand (heutiges Fennoskandisches Schild) aufgeschoben. Dieser Krustenstapel wird auch als Rügen-Kaledoniden bezeichnet, der Teil der äußeren Zone der Norddeutschen Kaledoniden, einem im Untergrund des Norddeutschen Tieflandes weit verbreiteten kaledonischen Faltungsgebietes, ist. Im Devon folgen dann festländische Sand- und Tonsteine (Mitteldevon). Darüber stehen oberdevonische marine Mergelsteine, Dolomite, Kalksteine, Ton- und Sandsteine an. Insgesamt erreicht das Devon eine Mächtigkeit von ca. 3 km, wobei diese Sedimentite vor allem auf den Rügen-Kaledoniden und auf Usedom liegen (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). Der Nordwest- und der Südost-Teil des Norddeutschen Tieflandes unterscheiden sich in ihrem Untergrund bis zur Karbon/Perm-Grenze durchaus. Im Nordwest-Teil folgt auf das Devon das Unterkarbon (Dinant), das geprägt ist von mächtigen Mergelsteinen und Kalksteinen mit Tonsteinen. Es ist weitaus verbreiteter als das Devon. Kontinental geprägt in diesem Teil des Tieflandes ist das Oberkarbon (Siles), das Tonsteine und Sandsteine mit Konglomeraten sowie in den tiefsten Bereichen auch außerordentlich geringmächtige Steinkohlenflöze umfasst. Im Südost-Teil (von Altmark bis Ost-Brandenburg) setzt sich die sogenannte Mitteldeutsche Kristallinzone bis unter die Niederlausitz fort. Weiter nordwärts treten dann Tonschiefer, Quarzite, Olisthostrome und Diabase auf, denen mit großer Ausbreitung gefaltete und teilweise geschuppte Grauwacken, Tonschiefer bzw. Tonsteine aus dem Übergangsbereich von Unter- zu Oberkarbon folgen. Das Autun (unteres Rotliegendes, Perm) ist durch vulkanische Gesteine, wie Laven, Ignimbrite oder auch Tuffe, gekennzeichnet, wobei in Ost-Niedersachsen-Altmark, Vorpommern und Westbrandenburg eher saure bis intermediäre und in Ostbrandenburg basische Vulkanite auftreten. Nach dieser durch Vulkanismus geprägten Phase bildete sich die Norddeutsche Senke aus, ein großes, relativ einheitliches und bis ins Tertiär beständiges Sedimentationsbecken, in das zuerst das obere Rotliegend (Saxon) eingetragen wurde (KATZUNG in: AUTORENKOLLEKTIV 1968). Diese bis zu 2 km mächtigen, feinklastischen Rotsedimente sind im Bereich der unteren Elbe sowie in der Deutschen Bucht mit mächtigen Steinsalz-Paketen kombiniert. Die Senke verzahnt sich zum südlichen Rand hin mit durch Flüsse abgelagerten oder als Dünen angewehten Sandsteinen. Das Zechstein ist geprägt durch mächtige Steinsalzablagerungen, die zusammen mit den Steinsalzen des Saxons und teilweise auch des Mesozoikums die mehr als 200, später aufgestiegenen, Salzstrukturen (Diapire, Dome, Mauern) bilden (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). Besonders durch die bis ins Quartär hineinreichende Absenkung des Unterelbe-Trogs wurden Salze bis zu 2 km Mächtigkeit angehäuft, sodass also vor allem in West-Holstein-Hamburg-Nordniedersachsen ausgeprägte Salzstrukturen auftreten, die auch wirtschaftlich genutzt werden. Im Trias, speziell im oberen Buntsandstein, mittleren Muschelkalk und mittleren Keuper, wurde die Ablagerung von Gipsen und Salzen im Unterelbe-Trog fortgesetzt. Schon mit Beginn des Jura fanden Aufstiegsprozesse der Steinsalze statt, sodass sich mehr oder weniger gut ausgebildete Anti- und Synformen ausbildeten. Dabei entstanden etwa südwest-nordöstlich verlaufende Tröge (zum Beispiel Bramstedt-Kiel, Heide, Unterelbe-Region, Gifhorn). Besonders in Niedersachsen sind diese Tröge jedoch nicht so deutlich ausgeprägt. Die Trogbildung ermöglichte es nun während des Jura, dass sich Sedimente mit zum Teil mehr als 1 km Mächtigkeit ablagern konnten. Den vorwiegend tonig-sandigen Sedimenten der Unterkreide folgen kalkige Sedimente der Oberkreide. Insgesamt erreichen die Kreideablagerungen Mächtigkeiten von bis zu 2 km. Darüber schließen sich bis zu 3 km dicke Tone und Sande des Tertiärs an. Die Salzbewegung (Halokinese) setzte sich auch in Kreide und Tertiär, teilweise sogar bis heute, fort (DIENER, KÖLBEL, RUSITZKA in: AUTORENKOLLEKTIV 1968). Dies hat zur Folge, dass sich durch Kontakt mit den Grundwasserzonen Auslaugungsgebiete in den oberen Salzstockbereichen bilden, die zum einen Gipshüte (Anhydrit/Gips als Lösungsrückstand), aber auch Senkungen und sogar Auslaugungsseen (zum Beispiel Arendsee in der Altmark) verursachen. Typische, an die Oberfläche gelangte Gipshüte sind in Lüneburg, Segeberg oder auch in Lübtheen anzutreffen.

Pleistozäne Überdeckung

Generell müssen die quartären Deckschichten im Norddeutschen Tiefland zum größten Teil in das Pleistozän eingeordnet werden. Verschiedene, zeitlich gestaffelte Inlandeisvorstöße, welche sichtbare Merkmale, wie zum Beispiel Moränen, Sander und Urstromtäler zurückließen, haben diese Zeit geprägt und bestimmt. Das Inlandeis brachte aus dem skandinavischen Raum Geschiebe mit, die wiederum Rückschlüsse auf die Herkunft des Inlandeises zulassen. So müssen die ersten Eisvorstöße aus nördlicher, spätere Vorstöße eher aus nordöstlicher bis östlicher Richtung stammen (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). Das Eis hinterließ typische Landschaftsformen und vor allem auch charakteristische Ablagerungen. Den Anfang der quartären Abfolge machen Quarzsande, die an der Grenze Pliozän/Pleistozän von hauptsächlich aus Skandinavien nach Südwesten verlaufenden Flüssen noch vor dem ersten Eisvorstoß abgelagert wurden. Als Vorkommen können u.a. der obere Teil des Sylter Kaolinsands in Schleswig-Holstein sowie Vorkommen in Hamburg und Niedersachsen genannt werden. Nur örtlich begrenzt und meist aus Bohrungen sind Ablagerungen des Altpleistozäns (Menap-, Bavel-, Cromer-Komplex) bekannt, die während der bis vor ca. 700.000 Jahren andauernden Wechsel von kalten und warmen Perioden entstanden. Erst ab dem jüngeren Pleistozän drang das Inlandeis in mehreren Anläufen in das Norddeutsche Tiefland vor. Dieser Zeitabschnitt untergliedert sich in der Regel in drei Eiszeiten (Glaziale) und zwei dazwischen liegende Warmzeiten (Interglaziale). Etwa vor 690.000 Jahren begannen die Elstereiszeiten, die mindestens zwei Eisvorstöße hervorbrachten. Die Gletscher gelangten bis an den Nordrand der Mittelgebirge und hinterließen Moränen, die zum Beispiel auf Sylt, im Hamburger Raum oder in den Dammer Bergen (NW-Niedersachsen) oberflächlich freiliegen. Die mitgeführten Geschiebe stammen aus dem ostfennoskandisch-baltischen Raum. Von durchaus größerer Verbreitung sind die Ablagerungen aus Schmelzwässern während der Elsterkaltzeit, die vor allem sogenannte Tiefe Rinnen im Untergrund des Norddeutschen Tieflandes ausfüllen. Diese Rinnen entstammen vermutlich der Tiefenerosion der Gletscherzungen und der erosiven Wirkung subglazialer Schmelzwasserströme (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). Die Rinnen sind hauptsächlich mit Tonen, Sanden und Moränenmaterial verfüllt worden und haben zum Beispiel in der Lüneburger Heide heute eine große Bedeutung als Grundwasserträger. Die letzte Rinnenablagerung, der dunkelgraue, meist siltig-feinsandige Lauenburger Ton, deutet auf das Ende der Elster-Vereisung hin. Dieser Ton ist auch stark in der Unterelbe-Region mit teilweise über 100 m Mächtigkeit vertreten. “Nordsee-Vorläufer” stammen. Südlichere Gebiete sind vor allem durch limnische und fluviatile Tone und Sande gekennzeichnet. In tiefen Binnenseen konnte sich Kieselgur bilden (Lüneburger Heide und südlich des Hohen Flämings). Die nächste Vereisungsphase setzte vor etwa 300.000 Jahren mit dem Saale-Komplex ein. Dieser weist mindestens drei Eisvorstöße aus, die zum Teil noch an den Moränen zu erkennen sind. Beispielsweise ist für den zweiten Vorstoß ein hoher Ton- und Kalkgehalt charakteristisch. Außerdem werden die einzelnen Eisvorstöße durch Schmelzwassersande getrennt. Auch Bändertone konnten sich in den dem Gletscher vorgelagerten Seen in der Rückschmelzphase bilden (DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995; SCHULZ 1998). Diese zeigen charakteristische saisonale Schichtungen. Genauer klassifiziert werden die älteren Eisvorstöße mit einer süd- bis mittelschwedischen Geschiebeprägung als Drenthe- und die jüngeren Vorstöße als Warthe-Stadium. Nur die älteren Vereisungen erreichten den Rand der Mittelgebirge, die jüngeren konnten weder die Täler der Weser noch der Aller nach Süden bzw. Westen hin überschreiten. Vor 130.000 Jahren schloss sich an die Saale-Eiszeit das Eem-Interglazial an. Im Küstenbereich der Eem-zeitlichen Nord- und Ostsee wurden vor allem Tone, Sande und Torfe abgelagert. Südlich und südöstlich davon befinden sich fluviatile und limnische Sande und Tone, die bis in den Fläming, die Niederlausitz und Ost-Brandenburg reichen (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). Die heute noch am besten und eindeutigsten von Kaltzeiten erhaltenen Landschaftsformen in Ostholstein, Mecklenburg-Vorpommern und Brandenburg stammen vor allem aus der jüngsten Vereisungsphase, der Weichsel-Kaltzeit vor 110.000 Jahren (bis etwa vor 10.000 Jahren). Das Eis drang viermal nicht weiter als bis zur Elbe vor. Die dabei entstandenen vier Grundmoränen werden durch wärmere Zeitabschnitte getrennt. Typisch sind vor allem Beckensande und -tone, teilweise sogar marine Tone auf Nord-Rügen und Hiddensee. Südwestlich wurden Schmelzwassersande, südlich der Elbe vor allem Sandlöss und Flugsande abgelagert. Die heutigen Verläufe der Elbe, Weser, Aller und Ems entsprechen weitestgehend den Hauptentwässerungsrinnen der Weichsel-Zeit. Morphologisch betrachtet kann das Norddeutsche Tiefland in ein Weichsel-zeitliches Jungmoränen- und ein Saale- und Elster-zeitliches Altmoränengebiet unterteilt werden. Da das Jungmoränengebiet nicht nochmals durch einen Eisvorstoß verändert wurde, liegt im äußersten Nordosten eine nur gering veränderte Glaziallandschaft (quer durch das nördliche Mecklenburg-Vorpommern bis Holstein). Der nördliche Landrücken ist die Grenze des dritten Weichsel-Eisvorstoßes (Pommersche Grundmoräne). Er stellt die Wasserscheide zwischen Nord- und Ostsee dar und ist das Ergebnis glazialer Stauchung, Abtragung und Aufschüttung von Schmelzwasserablagerungen sowie des Auftauens von Toteisblöcken im Untergrund (SCHULZ 1998). Südlich des Landrückens befinden sich die Holsteinische und Mecklenburgische Seenplatte, im Osten liegt vor dem Rücken das Eberswalder Urstromtal, das als Entwässerungsrinne fungiert. Außerdem bildeten sich auch das Berliner und das früh-weichselzeitliche Baruther Urstromtal heraus. Die Ostseeküste, die hauptsächlich im Einflussbereich des Jungmoränengebietes liegt, weist verschiedene Formen auf. So sind für die schleswig-holsteinische Ostseeküste geflutete Talrinnen ehemaliger Gletscherzungen typisch (Förden genannt). Breitere Gletscherzungen östlich der Kieler Förde bilden eine Großbuchtenküste mit Lübecker und Wismar-Bucht. Weiter östlich schließt sich die Ausgleichs- und Boddenküste an, an der durch mehrfachen holozänen Meeresspiegelanstieg das Glazialrelief stark umgestaltet wurde. Der südliche Landrücken erstreckt sich über die Gebiete Niederlausitzer Grenzwall, Fläming, Altmark, Lüneburger Heide, Prignitz und die Mitte Schleswig-Holsteins. Altsaalezeitliches Vereisungsgebiet befindet sich hauptsächlich südlich und südwestlich des Landrückens und dehnt sich bis an den Rand der Mittelgebirge aus, wobei die südliche Glaziallandschaft weitestgehend peri- und interglazial verändert wurde (SEMMEL 1996). Das vor dem Landrücken befindliche Magdeburger Urstromtal diente als Entwässerungsbahn der jungsaalezeitlichen Schmelzwässer. Der niedersächsische Teil des Norddeutschen Tieflandes ist hauptsächlich durch Moränen und Schmelzwasserablagerungen der Saale-Vereisung geprägt. Außerdem bleiben noch die Marschen-Sedimente und die begleitenden Moore am Rande der sogenannten Geest entlang der Nordseeküste zu nennen, die selbst eine vom Wattenmeer begrenzte Flachküste ist.

Holozäne Entwicklung

Im Holozän wurden hauptsächlich Seekreiden und Torfe sowie Marschablagerungen gebildet (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). Diese tonigen Ablagerungen der Marschgebiete (Klei) wurden und werden durch Menschenhand vor Abtrag geschützt (Eindeichung, Lahnung, Bepflanzung). Mit der zunehmenden Erwärmung im Holozän bildeten sich zum Beispiel in Mecklenburg-Vorpommern aus den sandig-mergeligen Substraten Parabraunerden und Podsole. Das heutige Flusssystem entstand. Aus Tälern und flachen Seen konnten sich Niedermoore entwickeln. Weitere Bemerkungen zur holozänen Entwicklung, speziell zur Entwicklung der Nord- und Ostsee sowie deren Küsten werden in den entsprechenden Abschnitten gemacht.

Geologie der deutschen Ostseeküste

Allgemeines

Die Ostsee ist ein Nebenmeer des Atlantik mit einer Fläche von 412.560 km² und einem Volumen von 21.631 km³. Ihre durchschnittliche Tiefe beträgt 52 m, ihre größte Tiefe ist 459 m (Landsorttief). Sie erstreckt sich von Ost nach West über ca. 1000 km und von Nord nach Süd über etwa 1300 km. Ihre maximale Breite liegt bei ca. 300 km. Geografische Einheiten sind Kattegat, Beltsee, Arkonasee, Bornholmsee, Gotlandsee, Rigaischer Meerbusen, Finnischer Meerbusen, Alandsmeer, Schärenmeer und Bottnischer Meerbusen. Gegenwärtig wird die Ostsee im Westen von Dänemark und Südschweden, im Norden von Schweden und Finnland, im Osten von Finnland, Russland (am Finnischen Meerbusen), Estland, Lettland, und Litauen sowie im Süden von Polen und Deutschland begrenzt, wobei die exakte Abgrenzung zum Atlantik im Norden mit der Linie Skagen-Göteborg angegeben wird. Gezeitenwirkungen sind praktisch (fast) nicht vorhanden.

Entwicklung der Ostsee

Um nicht die bereits im Abschnitt “Geologie Norddeutschlands” getroffenen Aussagen zu wiederholen, werden diese Schilderungen nachfolgend nur noch erweitert bzw. ergänzt. Wie auch schon in den vorigen Abschnitten erwähnt, bildete sich im Zuge präkambrischer Orogenesen das Kristallin des Osteuropäischen Kratons heraus, das auch als Osteuropäische Plattform bezeichnet wird (AUTORENKOLLEKTIV 2001). Die Plattform ist im Laufe ihrer Genese an einer nordwest-südöstlich streichenden Linie zerbrochen. Seit dem Paläozoikum ist der Südwest-Teil um mehrere tausend Meter abgesunken und mit verschiedenen, auf den jeweiligen geologischen Zeiträumen (vor allem Kreide und Tertiär) basierenden, Sedimenten überdeckt worden. Der abgesenkte Teil wird auch als Mitteleuropäische Senke bezeichnet. Der Nordost-Teil der Plattform hat sich in seinen südöstlichen Bereichen stetig, aber wiederholt unterbrochen und nur gering abgesenkt. Daher ist auch die auf dem Grundgebirge abgelagerte Sedimentdecke wesentlich weniger mächtig, als in der Mitteleuropäischen Senke. Dieser südöstliche Plattform-Abschnitt wird als Russische Platte bezeichnet, auf deren nordwestlichen Teil die mittlere Ostsee liegt. Als Baltischer Schild wird nun der Bereich bezeichnet, auf dem sich die nördliche Ostsee befindet – also der nordwestliche Abschnitt des Nordost-Teils der Osteuropäischen Plattform. Die Bezeichnung “Schild” deutet schon an, dass es sich hierbei um ein Gebiet handeln muss, das sich (seit dem Paläozoikum) in einer scheinbar permanenten, wenn auch schwachen Hebung befindet. Bis auf wenige Ausnahmen ist dieser Hebungsbereich nur mit jungeiszeitlichen Sedimenten bedeckt oder sogar gänzlich frei gelegt. Wenn auch nicht mit der heutigen Ostsee vergleichbar, wurde das entsprechende Gebiet, zumindest teilweise, mehrfach durch Meerestransgressionen und -regressionen beeinflusst (HUPFER 1978). So bildete sich im Holstein-Interglazial, also in der Warmzeit zwischen Elster- und Saale-Vereisung, das Holstein-Meer heraus, das sich vermutlich bis nach Rügen erstreckte. Auch während der nächsten Warmzeit, dem Eem-Interglazial, bildete sich ein vor allem um den Baltischen Schild befindliches sogenanntes Eem-Meer. Erst mit dem endgültigen Rückzug des Inlandeises nach der Weichsel-Vereisung fanden aber die wohl bestimmendsten Entwicklungen statt, die zur heutigen Ostsee führten. Diese Entwicklung ist vor allem durch die Interaktion zwischen dem Wechsel der Meeresspiegelhöhe und einer Landhebung geprägt, die nach dem Rückzug des Eispanzers über Skandinavien durch isostatischen Ausgleich einsetzte. Wichtig dabei ist aber auch, dass die vor allem in der Elster-Eiszeit durch Gletscher ausgeschürfte, mit Schwellen- und Beckenrelief versehene Ostseesenke unterschiedlich stark mit Glazialsedimenten aufgefüllt wurde (DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Speziell in den mittleren und nördlicheren Bereichen der Ostsee überwog der Ausschürfungseffekt, sodass dort heute die größten Tiefen der Ostsee erreicht werden (HUPFER 1978). Durch die mächtigen Eisüberdeckungen der Erdkruste senkte sich diese während des Quartärs. Mit dem Holozän und dem beginnenden Abschmelzen der Gletscher jedoch begann der aufgrund von Reibungskräften langsame isostatische Ausgleich, der bis heute anhält. Ebenso stieg der Meeresspiegel rapide an. Es wird angenommen, dass das südliche Ostseebecken seit etwa 18.000 Jahren eisfrei ist (HUPFER 1978). Das abgeschmolzene Wasser sammelte sich in Senken südlich des zurückweichenden Inlandeises und bildete von 15.000 bis 10.500 vor heute den sogenannten Baltischen Eissee (Süßwasser), dessen südwestliches Ufer im Bornholm- und Arkonabecken lag. Durch die sich ansammelnden Schmelzwässer kam es zur Ausbildung einer Moorvegetation. Da der Wasserspiegel noch unterhalb der Höhe des umgebenden Reliefs lag, konnte keine Verbindung zum Ozean geschaffen werden. Dies änderte sich, als vor etwa 10.000 Jahren die Mittelschwedische Senke vom Eis befreit wurde. Dies hatte zur Folge, dass nun eine tiefer gelegene Verbindung zum Ozean vorhanden war, die ein Eindringen von salzhaltigem Meerwasser in die bis dahin von Süßwasser geprägte Ostseesenke ermöglichte. Vermutlich bestand auch eine Verbindung zum Weißen Meer über die finnische Seenplatte. Das Vordringen des kalten Meerwassers führte auch zur Besiedlung durch marine Lebewesen. Dabei gab die Muschel Portlandia artica (Yoldia) dem damaligen Meer seinen Namen Yoldiameer (10.300 bis 9.000 v.h.). Jedoch erstreckte sich dieses Meer wohl nur im Bereich des Karlsö-Beckens westlich der Insel Gotland, sodass der südliche Ostseeraum einer terrestrischen Fluss- und Seenlandschaft glich. Durch den zunehmenden Temperaturanstieg konnten sich Birken- und Kiefernwälder ausbreiten (Präboreal). Nach dieser “Verbindungsphase” dominierte jedoch die Landhebung gegenüber dem Meeresspiegelanstieg, sodass die Verbindung zum Ozean getrennt wurde. Mit zunehmend wärmerem und trockenerem (borealem) Klima süßte die Ostsee aus. Süßwasserformen, wie der Gastropode Ancylus fluviatilis (Napfschnecke), breiteten sich aus. Daher wird diese von etwa 9.000 bis 8.200 Jahren v.h. stattfindende Entwicklungsphase der Ostsee auch als Ancylussee bezeichnet. Der Ancylussee erreichte die Südküste der Pommerschen Bucht und überschritt merklich die heutige vorpommersche Küstenlinie. Typische Vegetation waren Hasel- und Kiefernwald (Boreal). Nach einer kurzen Zwischenphase, die mit einer kleinen Ozeanverbindung über die heutige Beltsee verbunden war, verringerte sich die Landhebung und stieg der Meeresspiegel, auch durch das vor 5.000 bis 8.000 Jahren erreichte Klimaoptimum. Dies führte zu einer Überflutung der Beltsee (Mastogloia-Phase) und zur Ausbildung des Littorinameeres (8.200 bis 2.300 Jahre v.h.), das nach dem Gastropoden Littorina litorea (Strandschnecke) bezeichnet ist. Das Littorinameer wies höhere Salzgehalte auf, als die heutige Ostsee. Die östliche Verbreitungsgrenze des Meeres verlief von Mittel-Usedom bis zur Außenküste Hiddensees. In diesem sogenannten Atlantikum sowie im Subboreal herrschten Eichenmischwälder mit hohem Anteil an Ulmen und Linden bzw. Eichenmischwälder mit hohem Eichenanteil vor. Da nun das Inlandeis größtenteils abgeschmolzen war, und somit die Interaktion zwischen Meeresspiegelanstieg und Landhebung unbedeutender wurde, kann die Zeit der tiefgreifenden Veränderungen in der Ostsee als vorerst beendet angesehen werden (HUPFER 1978). Es setzten allmählich die Küstenausgleichsprozesse ein und die heutige Uferlinien wurden ausgebildet. Der Salzgehalt ging in Folge der immer noch stattfindenden Landhebung und der damit verbundenen Verengung der Verbindungen zur Nordsee leicht zurück. Damit konnten sich auch Süßwasserarten, wie die Schnecke Limnaea ovata, ansiedeln (diese Phase wird auch Limnaea-Stadium genannt – 2.300 Jahre v.h.). Littorina litorea zog sich in die westliche Ostsee zurück. Die weitere Aussüßung der Ostsee, die auch heute noch stattfindet, wird durch die Einwanderung der Sandklaffmuschel Mya arenaria gekennzeichnet. Die Ostsee heißt somit heute (entwicklungsgeschichtlich gesehen) auch Myameer. Typische Vegetationen dieser vorerst letzten Entwicklungsphase (Subatlantikum) sind Buchenwälder, Kulturforste, Weide-, Wiesen- und Ackerland. Natürlich gibt es innerhalb der hier grob angerissenen Entwicklungsphasen der Ostsee auch sehr viel differenziertere Erkenntnisse, die auf mehr oder weniger großen Schwankungen des Meeresspiegels beruhen.

Überblick über die Küstengeologie

Auch hier sollen nur noch Ergänzungen zu den bereits in vorhergehenden Abschnitten erläuterten geologischen Verhältnissen gemacht werden, insbesondere in Bezug auf die Küstenformen und die heutigen Sedimentationsprozesse der deutschen Ostseeküste. Die heutigen Küstenformen sind in großem Maße vorgeprägt durch die glazialen Prozesse des Quartärs. So sind zum Beispiel die Nord-Süd-verlaufenden, eng neben- und aneinander gelagerten Endmoränen der Weichselvereisung formgebend für die Küste Schleswigs. Viel weitständiger voneinander und in Nordwest-Südost-Richtung verlaufen hingegen die hochglazialen Stadien in Holstein und Westmecklenburg. Demzufolge müssen – immer die Nordwest-Südost-Grenze des Weichsel-Eisvorstoßes betrachtend – im östlicheren Mecklenburg die von Endmoränen geprägten Küstenformen zurücktreten und die weitflächigeren Grundmoränengebiete an Einfluss gewinnen. Daher ist schon allein durch die verschiedenen glazinogenen Morphologien ein jeweils anderer Ausgangspunkt für die holozäne Küstenumgestaltung entstanden. Generell können zwei verschiedene Küstenausrichtungen ausgehalten werden. Zum einen der Südwest-Nordost verlaufende Küstenstreifen zwischen Lübecker Bucht und dem Kap Arkona, der vor allem durch Westwinde beeinflusst wird und zum anderen die Nordwest-Südost verlaufenden Küstengebiete Schleswig-Holsteins (Kieler Bucht) sowie von Pommerscher Bucht bis Kap Arkona, die hauptsächlich durch Ostwinde tangiert werden. Durch diese Unterteilung ergibt sich nun von West nach Ost ein charakteristisches Küstenbild von der schleswig-holsteinischen Fördenküste über die holsteinisch-westmecklenburgische Buchtenküste und die mecklenburgische Ausgleichsküste bis hin zur vorpommerschen Bodden(ausgleichs)küste (SEMMEL 1996; DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Die Fördenküste entstand im Pommerschen Stadium der Weichselvereisung durch Auflösen des Schleswiger Inlandeisrandes in einzelne, längliche Teilstücke, die während ihrer verschiedenen Vorstöße tiefe, längliche und relativ schmale, in sich gestaffelte Zungenbecken schufen, die wiederum durch Schmelzwassererosion in ihrem Relief verstärkt wurden. Dabei handelt es sich auf deutscher Seite um vier Förde (Flensburger Förde, Schlei, Eckenförder Bucht, Kieler Förde), wobei die Schlei bis zu 40 km ins Landesinnere hineinreicht. Von der Nordostflanke der Kieler Förde bis hin zum Nordostrand der Wismar-Bucht erstreckt sich die weitaus weniger stark gegliederte Großbuchtenküste Holsteins und Westmecklenburgs, die sich (von West nach Ost) in Hohwachter, Lübecker und Wismar-Bucht unterteilt. Die Ausgleichsprozesse verstärken sich hin zur Wismar-Bucht durch die zunehmenden Westwinde. Vor der Littorina-Transgression war die Großbuchtenküste noch in höhere Endmoränen- und tiefere Zungenbeckenbereiche untergliedert, die aber vor allem an den den West- bzw. Ost-Winden stärker ausgesetzten Küstenbereichen den Ausgleichsprozessen (Nehrungsbildung, Teilbuchtenabschnürung) unterlagen (SEMMEL 1996). Die Buchten entwickelten sich allmählich zu Strandseen oder Salzwiesen mit vorgelagerten Nehrungen und Haken, so zum Beispiel der Haken des Priwall an der Lübecker Bucht. Auch Dünen wurden gebildet, wenn auch nur an der Ostflanke der Hohwachter Bucht. Bereits an der Nordostflanke der Wismar-Bucht beginnt der Übergang zur mecklenburgischen Ausgleichsküste, wobei die Ausgleichsprozesse bis zur sogenannte Bukspitze bei Kühlungsborn in südwestliche und östlich der Bukspitze in nordöstliche Richtung stattfinden. Östlich der Bukspitze folgt ein konkav geformter, ca. 50 km langer Küstenbereich, der einem west-östlichen Materialtransport unterliegt. Die Boddenausgleichsküste Vorpommerns ist noch stark von den jungeiszeitlichen Prozessen des Mecklenburger Stadiums geprägt, die eine reliefstarke Endmoränenlandschaft hinterließen. Durch die mit der Insel Rügen weit nach Norden greifende Küste, finden sehr starke, küstenausgleichende Umgestaltungen statt. Die heutige Boddenausgleichsküste ging aus der frühlittorinen Insel-Halbinsel-Buchtenküste hervor, die wiederum ihren Ursprung in einer ancyluszeitlichen Fördenküste mit mehrfach gekammerten und tief ausgeschürften Gletscherzungenbecken hatte (DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Typisch für die Boddenküste sind breite, konkav geschwungene Nehrungen, die die pleistozänen “Kerne” miteinander verbinden. Die heutigen Ostseebuchten wurden durch Strandwallfächer mit verschiedensten Dünengenerationen abgeriegelt. Die jeweiligen Küstentypen (Steil-, Flach-, Anlandungsküsten, etc.) bedingen auch unterschiedliche Sedimentationsformen. So werden Steilküsten am Fuße ihrer Kliffs oft von einem höher gelegenen Sturmflutwall begleitet, der vor allem an Geschiebemergel- und Kreidesteilküsten aus Geröllen bestehen kann. Nur ein sehr schmaler Sandstrandwall ist dem Sturmflutwall an der Wasserlinie vorgelagert. Im Gegensatz dazu stehen die Flach- bzw. Anlandungsküsten, die meist durch Küstendünen, seewärts folgende Strandwälle, direkt an der Wasserlinie verlaufende Strandriffe und zwischen Riff und Wall liegende Strandpriele gekennzeichnet sind. Oft treten im Kamm- und seewärtigen Hangbereich der Küsten Strandseifen (Magnetit, Augite, Amphibole, Zirkon, Granat) auf, die von der Brandung angespült wurden. Neben diesem Vorstrandbereich existieren auch noch weitere Sedimentationszonen. Genannt seien hier nur die Abrasionsplatte, die sich an den Vorstrandbereich anschließt und durch Abrasionsvorgänge sowie typische Rippelbildungen gekennzeichnet ist. Auf die Abrasionsplatte folgt noch ein Bereich mit zunehmender Schlickablagerung, vornehmlich in größeren Tiefen, wie sie zum Beispiel in Buchten und Becken erreicht werden (DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Speziellere Bemerkungen zur Küstengeologie folgen in den jeweiligen regionalen Abschnitten.

Ausgewählte Themen und Regionen

Pleistozäne Geschiebe – Geologische Landessammlung Greifswald

Die eiszeitlichen Ablagerungen an der deutschen Ostseeküste bieten zahlreiche Einblicke in wesentlich ältere Phasen der Erdentwicklung. Unzählige Geschiebe, also Gesteine, die von den vorrückenden Gletschern von Nord nach Süd transportiert wurden, liegen an Stränden, fanden in sogenannten Gesteinsgärten oder in Museen einen Platz. Auch die Geologische Landessammlung Mecklenburg-Vorpommerns, speziell die “Nordische Sammlung”, die sich im Institut für Geografie und Geologie der Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald befindet, zeigt etliche Geschiebe aus dem skandinavischen Bereich. Lange Zeit waren die Geschiebe sehr umstritten und es gab die unterschiedlichsten Theorien über deren Transport zum norddeutschen Flachland, wobei Skandinavien als Herkunftsort als sicher galt. Nach Theorien über Vulkanausbrüche, riesige Überschwemmungen oder Steinfall aus dem Himmel, gelang es erst dem schwedischen Geologen O. TORELL, die Inlandeistheorie durchzusetzen. Hauptargument waren und sind auch heute noch die gekritzten Geschiebe, die “Schleifspuren” des sich über das Gestein bewegenden Gletschers aufweisen. Einige Geschiebe sind so typisch für bestimmte Herkunftsgebiete, dass sie als Leitgeschiebe genutzt werden können. Nachfolgend seien beispielhaft einige typische Leitgeschiebe der verschiedensten geologischen Zeitalter aufgezählt. Präkambrium – Sala-Granit (1750 Mio. Jahre) – Stockholm-Granit (1,8 Mrd. Jahre) – Bredvad-Porphyr – Brauner und Roter Ostseequarzporphyr – Dala-Sandstein (1,2 bis1,3 Mrd. Jahre) – Öje-Diabas (1,2 bis1,3 Mrd. Jahre) – Augen- und Biotitgneis (1,2 bis1,3 Mrd. Jahre) (allgemein Gneis) Kambrium – Glaukonitsandstein – Nexö-Sandstein – Obolus-Sandstein – Tiger-Sandstein – Skolithos-Sandstein – Roter Orthoceren-Kalk – Stinkkalk Ordovicium – Ostseekalk – Leptaena-Kalk – Rollsteinkalk – Sularp-Schiefer Silur – Crinoiden-Kalk – Gotländer Korallenkalk Devon – Dolomit – Rhombenporphyr Trias – Muschelkalk – verschiedene Sandsteine Lias – Hör-Sandstein – Eisensandstein – Kalksandstein – Mergelkonkretionen Dogger – eisenschüssige, sandige Kalksteine Malm – Mergel – Trümmerkalke – Oolith-Kalke Kreide – Kalksandsteine (Wealden) – Glaukonitsandsteine (Cenoman) – Kreidekalkstein (Turon) – gebänderter Flint (Turon) – Trümmerkreide (Campan) – Tosterup-Konglomerat (Campan) – Sandsteine (Campan) – Kreidekalk (Maastricht) – Schwarzer Flint (Maastricht) Tertiär – Bryozoen-Kalk – Faxe-Kalk – Echinodermen-Konglomerat (Paläozän) – Turitellen-Gestein (Paläozän) – Nummuliten-Sandstein (Eozän) – Phosphorit-Konkretionen (Eozän) – Sternberger Gestein (Oberoligozän)

Glaziale Bildungen – Greifswalder Bodden und Küstenhinterland

Die verschiedenen Inlandeisvorstöße haben charakteristische Landschaftsformen und Landschaftsmerkmale hinterlassen. Nachfolgend wird ein kleiner Einblick in die Entstehung der Landschaftsformen gegeben. Der ins Land vordringende Gletscher schiebt sich über den Untergrund und ebnet ihn ein. Unter anderem durch Exaration, dem Anfrieren ganzer Untergrundschollen, nimmt der Gletscher Material in sich auf und transportiert es über weite Strecken. An der Gleichgewichtsgrenze zwischen Abtauen und Neubildung von Eis (der Gletscher dringt also nicht weiter vor) bilden sich Satzendmoränen, in denen das mitgeführte und teils vor dem Gletscher hergeschobene Material (zum Beispiel Vorschuttsande) abgelagert wird. Die durch das Gletschertor fließenden Schmelzwässer lagern feinkörnige Sande auf dem sogenannte Sander ab, dem ein Schmelzwassersee vorgelagert ist. Typisch für solche Schmelzwasserseen sind Warventone, die eine jahreszeitliche Bänderung zeigen. Im Sommer bilden sich aus den im Schmelzwasser befindlichen Tonen dickere Tonhorizonte als im schmelzwasserarmen Winter. Der See sowie etliche Abflussrinnen bilden das auf den Sander folgende Urstromtal. Aus den Endmoränen wird durch die Luftdruckunterschiede zwischen Gletscher (Hochdruckgebiet) und dessen Umland (Tiefdruckgebiet) und die dadurch entstehenden, gletscherabwärts wehenden Fallwinde, das feinkörnige Material ausgetragen und an anderer Stelle als Löss abgelagert oder zu Dünen angehäuft. Neben den dabei entstehenden, landwirtschaftlich hochwertigen Lössgürteln werden auch Gesteine durch den feinen Sandstaub erodiert (Windkanter). Endmoränen wie auch Exarationswannen und Erosionsrinnen führen meist gröberes Material, zum Beispiel Kiessande, da, wie bereits erwähnt, das Feinmaterial durch Wind und Wasser ausgetragen wird. Während des Gletscherrücktaus sinkt das im Eis mitgeführte Material auf den Boden. Dieser zurückbleibende sogenannte Geschiebemergel bildet die Grundmoräne. Oft bleiben nach dem Rücktau von Staub und Schutt überdeckte und damit langsamer abtauende Eisblöcke zurück. Diese Toteisblöcke lassen nach ihrem Abschmelzen in der flachen Landschaft auffällige, feuchte, teils vermoorte Löcher zurück. Der Greifswalder Bodden stellt in seiner Mitte ein ca. 8 m tiefes Grundmoränenbecken dar, das am südlichen Rand mehrere Ausbuchtungen aufweist (zum Beispiel Dänische Wiek). Begrenzt wird der 506 km² große Bodden von Rügen, dem Strelasund und dem Küstenbereich um Greifswald. Im Vergleich zu anderen Bodden besteht noch eine recht gute, ca. 10 bis 15 km breite Verbindung zwischen Mönchgut (Rügen) und Peenemünde (Usedom) zur Ostsee. Das Küstenhinterland gliedert JANKE (in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995) in 7 Landschaftseinheiten (Grundmoräne des Mecklenburger Stadiums, Weitenhagener-Südusedomer Sanderzone, Beckenkette (ehemals Rest- und Toteisfelder), größere Täler (Schmelzwasserrinnen), Beckensandgebiet der Lubminer Heide, littorinazeitliche Meeresbuchten, subrezente/rezente Küstenlandschaften). Ausgeprägt jedoch ist vor allem die flachwellige, geringmächtige und damit oft lückige Grundmoränenlandschaft. Steilküste Vierow Einen guten Einblick in den die Grundmoräne bildenden Geschiebemergel erhält man an der Steilküste am Hafen von Vierow, nordöstlich Greifswalds, ca. 4 km südwestlich Lubmins. Der Geschiebemergel stammt aus der letzten Vereisung, dem Weichsel-Glazial, und stellt ein bindiges Lockergestein dar, das durch den Gletscher zerrieben wurde. Daher ist auch das gesamte Korngrößenspektrum aufzufinden und keinerlei Schichtung aushaltbar. An der Steilküste sind oft auch Bleichungen sichtbar, die durch mit Humussäuren angereicherte Sickerwässer verursacht werden. Dabei kommt es zu einer der Fließrichtung der Sickerwässer folgenden Entkalkung des Mergels. Somit folgt oberhalb des eigentlichen Geschiebemergels noch der sekundär gebildete Geschiebelehm. Die Steilküste bietet zahlreiche Fossilien und Geschiebe aller Zeiträume, die nebeneinander vorkommen. Oft sind auch gekritzte Geschiebe auffindbar. Typische Geschiebe an diesem Standort sind beispielsweise Orthocerenkalke, Granite, Gneise, Quarzite, teilweise Diorite, Pyroxenide sowie lokal gebildete Kreide und der Flint. Wie leicht der Mergel erodiert werden kann, zeigen einige Brandungshöhlen. Auf dem an die Steilküste bzw. an den Vierower Hafen angrenzenden Feld fällt ein mit Feuchtigkeit liebenden Pflanzen bewachsenes, kreisrundes Areal auf, gebildet wurde und nun einen wichtigen Lebensraum für Flora und Fauna eines Sumpfes oder Moores bietet. Ziesebruch Ein kleines Urstromtal kann im Ziesebruch bei Pritzwald (Ziesetal, ca. 6 km südöstlich Lubmins Richtung Wolgast) bestaunt werden. Die Ziese verbindet die Dänische Wiek mit dem Dänestrom. Die nur geringe Wasserbewegung sowie der Wasserstand werden durch die jeweiligen Wasserstände und die entsprechenden Winde in der Dänischen Wiek und im Dänestrom gesteuert. Der Ziesebruch ist eine Art sumpfige Niederung, die im Pleistozän dem Schmelzwasser vor der Endmoräne den Abfluss ermöglichte. Typische Vegetation für solch ein feuchtes Gebiet ist vor allem Erlenbruchwald. Teilweise kommen auch Eschen vor. Sandgrube Pritzier Die Sandgrube Pritzier, an der B 111, ca. 4 km südöstlich von Wolgast, erlaubt seltene Einblicke in die Struktur eines Sanders. Dieser kegelförmige Schuttfächer, der sich vor der Endmoräne durch fluvioglazialen Materialtransport bildete, gehört zu der oben erwähnten Weitenhagener-Südusedomer Sanderzone und stammt vermutlich aus dem Weichsel-II-Glazial, der letzten Vereisung. Da sich über dem Sander trotzdem noch eine dünne Decke Geschiebemergel aushalten lässt, scheint der Gletscher den Sander nochmals kurzzeitig überfahren zu haben. Die in der Sandgrube größtenteils vorherrschenden Fein- bis Mittelsande mit geringen karbonatischen Anteilen lassen darauf schließen, dass sich die Grube im mittleren Teil des Sanders befindet, denn die Ablagerung des Materials aus den Schmelzwässern erfolgt (von der Endmoräne aus gesehen) immer vom Groben zum Feinen. Die meist horizontale Schichtung der Sande wechselt sich mit gekappter Schräg-schichtung ab. Oft sind die Sandlagen mit feinen Kiesen durchsetzt. Teilweise treten auch Großkiese auf. Die scheinbar wild durcheinander verlaufende und sich ständig ändernde Schichtung der Sande und Kiese ist auf eine ständige Verlaufsänderung der periglazialen Flusssysteme zurückzuführen. Vor allem Granite, Porphyre, Gneise, Quarzite, aber auch Kalke, Sandsteine, Flint und Kreide treten als Geschiebe auf. Ebenso können fossilführende Gerölle gefunden werden, zum Beispiel mit Nautiloiden, Seeigelsteinkernen und Belemniten. Dem bereits erwähnten, den Sander überdeckenden Geschiebemergel folgen äolisch-holozäne Sande, die neben humosem Boden den Abschluss der Schichtenfolge in der Sandgrube bilden.

Insel Usedom

Usedom ist mit 406 km² die zweitgrößte Insel Deutschlands (NIEDERMEYER in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Ca. 42 km lang ist der zur Ostsee gerichtete Küstenabschnitt. Die zerlappte Binnenküste der Insel Usedom ist 136 km lang. Begrenzt wird die Insel von Peenestrom (NW/SO), Krumminer Wiek (NW), Achterwasser (NW/SO), Oderhaff (S) und der Ostsee (SO/NW). Etliche Seen, wie Schmollensee und Gothensee, stellen ehemalige Gletscherzungenbecken dar. Ihre geologische Struktur wird gebildet aus pleistozänen Inselkernen der Weichselkaltzeit (Zinnowitzer, Koserow-Loddiner, Ückeritzer, Bansiner, Heringsdorfer, Kors-wandter Kern) und die Kerne verbindenden holozänen Nehr-ungen und Haken. Beeinflusst wurde die Insel hauptsächlich durch drei Eisvorstöße, der Velgaster, Zinnowitzer und Nordrügen-Ostusedomer Staffel. Der Nordwest-Bereich Usedoms ist überwiegend durch See-sandebenen (ausgeschürfte und durch holozäne Küstenaus-gleichsprozesse aufgefüllte Glet-scherzungenbecken), vermoorte und versumpfte Niederungen und flache Grundmoränen ge-kennzeichnet, während Südost-Usedom neben schon genann-ten oberflächlich vermoorten Seesandebenen und Grundmoränen auch Stauch- und Satzendmoränen mit Sandern aufweist. Diese charakteristisch-hügeligen Stauchendmoränen nennen sich auch Usedomer Schweiz. “Größere” Erhebungen im ansonsten flachen Landschaftsbild Usedoms befinden sich auf den Inselkernen, die heute größtenteils abradiert sind. Der präquartäre Untergrund der Insel ist geprägt durch Kreidesedimente und Zechsteinablagerungen. Vor allem der Staßfurtzyklus tritt mit Tonen, Steinsalz, Anhydrit, Kalisalzen, Dolomit und Kalksteinen in Erscheinung. Oft werden mächtige Zechsteinablagerungen, vor allem dann, wenn Salzdiapirismus einsetzt und in den sich bildenden Senken Moore und Sümpfe entstehen, von Kohlenwasserstofflagerstätten begleitet. So ist es kaum erstaunlich, dass es auch Vorkommen von Erdöl im Bereich der die Halbinsel Gnitz querenden Usedomer Störung gibt. Die DDR begann in den 60er Jahren aufgrund erhöhten Energiebedarfs und dem Faktor der Unabhängigkeit vom Weltenergiemarkt eigene Erdölbohrungen auf Usedom. 1965 bohrte man die größte deutsche Lagerstätte im Bereich der Zechstein-Karbonatablager-ungen an und stieß auf Öl. Das Gesamtvolumen an Öl belief sich auf 4,25 Mio. Tonnen, neben 850 Mio. m³ Begleitgas (Gasentlösungsdruck 42,2 MPa). Insgesamt wurden 31 Bohrungen mit einer durchschnittlichen Teufe von 2,6 km abgeteuft, von denen erstaunliche 21 Bohrungen erfolgreich waren. Nach anfänglichem Selbstaustritt des Öls aufgrund des Lagerstättendrucks von 45,6 MPa, nutzte man später Tiefpumpverfahren. Weitere Kohlenwasserstoffvorkommen liegen bei Heringsdorf (Erdgaskondensatlagerstätte) und bei Krummin (Stickstoff-Helium-Gaslager-stätte) (NIEDERMEYER in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Auch heute noch wird Erdöl auf Usedom im Bereich Lütow auf der Halbinsel Gnitz gefördert. An vielen Bootsstegen wird der aufmerksame Beobachter noch etliche Bohrgestänge aus der Explorationsphase als Befestigungsmaterial entdecken, so zum Beispiel im Hafen von Wieck bei Greifswald oder im Hafen von Kamminke. Streckelsberg Einen Einblick in den Koserow-Loddiner Inselkern erhält man auf dem seit 1961 unter Naturschutz stehenden Streckelsberg. Der ehemals 60,1 m, heute aufgrund von Erosion nur noch 56 hohe Kern der Nordrügen-Staffel ist an der Oberfläche von äolischen Feinsanden überlagert, die Kliffranddünen bilden. Darunter befindet sich der obere, 1 bis 2 m mächtige Geschiebemergel. Zwischen oberem und unterem Mergel treten ca. 10 bis 14 m mit Schluff- und Tonschichten durchsetzte Beckensande auf. Auffällig ist, dass die Oberfläche des unteren Geschiebemergels ein Geschiebepflaster aufweist. Der ursprünglich zwischen den Geschieben befindliche Mergel muss also erodiert worden sein. Die Frage, warum der untere Geschiebemergel gefaltet ist, konnte erst mittels C-14-Methode geklärt oder zumindest einer Antwort näher gebracht werden. Der Mergel wird von Torfen begleitet, die sich zum Beispiel in Toteissenken gebildet haben können. Diese Torfe sind ebenso wie der Mergel gefaltet worden. Die C-14-Datierung ergab ein Torfalter von etwa 12.000 Jahren. Zu dieser Zeit aber war das Eis schon zurückgetaut, sodass ein stauchender Gletscher als mögliche Antwort herausfällt. Eine andere Erklärung wird über periglazial-gravitative Vorgänge gesucht. Der Mergel und die Torfe unterliegen in Gletschernähe immer noch dessen Einflüssen, gefrieren und tauen immer im Wechsel wieder auf. Die Schwerkraft ermöglicht nun eine gewisse Deformation des angetauten Mergels und der Torfe. Bei häufiger Wiederholung dieses Vorganges ist es durchaus denkbar, dass eine Faltung zustande kommt. Unterhalb des Geschiebemergels folgt Kreide des unteren Maastricht (Schreibkreide). Die vorwiegend auftretenden Geschiebe gliedern sich wie folgt: 50-60 % Geschiebe des nordischen Kristallin, 14% Kalke, 10% Kreide. Unterhalb des Streckelsberges, im Strandbereich, befindet sich ein auf dem 2. Sandriff nach 1995 gebautes Längswerk, das nach jahrzehntelangen mehr oder weniger erfolgreichen Küstenschutzmaßnahmen scheinbar Wirkung zeigt. Bereits 1893 bis 1897 baute man eine Schutzmauer aus Beton, die schon 1904 unterspült und zerstört war. Später wurden Buhnenreihen aufgebaut, die aber auch nicht die gewünschte Schwächung des Küstenlängstransports brachten. Erst mit dem aus einzelnen Gesteinsbrocken bestehenden Längs-werk, das in sich unterbrochen ist, gelang eine Verringerung der Strömungsenergie des Wassers und damit des Strandversatzes. Somit wurde aus einem Abtragsgebiet im Laufe der Zeit ein Anlandungsgebiet. Das aber bedeutet, dass an anderer Stelle der vormals am Koserower Strand abgetragene Sand fehlt, und zwar am Ückeritzer Strand. Um diesem Prozess entgegenzuwirken wurden 1991 auf einem 2.850 m langen Stück des Ückeritzer Strandbereiches künstlich (von einer Sandbank stammende) 200.000 m³ Sand aufgespült, die den Strand von 1,5 m auf 4 m erhöhten und um 10 m bis 40 m verbreiterten. Welche unglaublichen Mengen Material an der Küste transportiert werden, machten dann Überprüfungen der Aufspülungsbereiche 1992 klar. Zwischen 20 und 50 % des aufgespülten Sandes wurden innerhalb eines Jahres wieder abtransportiert und an anderer Stelle angelagert. Ein anderes Beispiel für Materialtransport ist der Peenemünder Haken. Dort wurde in den letzten 200 Jahren auf einer Länge von 1,8 km Sand angelandet. Ückeritz/Stubbenfelde Um Ückeritz und Stubbenfelde wurden in den 50er Jahren dortige Bernsteinvorkommen am Strand abgebaut. Der Sandkomplex enthält Beckensande, die mit miozänen Xyliten und teilweise Weichbraunkohlen vorkommen. Die Bernsteine entstammen dem Eozän und wurden durch das transgredierende Oligozänmeer im Ostbaltikum aufgearbeitet, abgelagert und durch pleistozänes Inlandeis und Schmelzwässer letztendlich an die südliche Ostseeküste transportiert (NIEDERMEYER in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Die über dem unteren Geschiebemergel liegenden Beckensande (siehe Streckelsberg) beinhalten bei Stubbenfelde auch die nach Südwesten auskeilende bernsteinführende Glazialscholle, welche in die unteren Bereiche eingeschuppt wurde. Der Abbau lohnte sich nicht. Auf eine Tonne Sand kamen im Schnitt 350 g Bernstein (maximal wurden 1,48 kg pro Tonne gewonnen), wobei nur ca. 23 % aller Funde Größen über 1 mm erreichten. Zierowberg Ein weiteres küstenmorphologisches Phänomen lässt sich am ca. 60 m hohen Zierowberg bei Ahlbeck beobachten. Innerhalb der letzten 4.500 bis 5.000 Jahre liefen in etwa die gleichen küstendynamischen Prozesse ab wie heute. Der Zierowberg stellt einen ehemaligen Strand der Littorina-Hochzeit dar. Zu dieser Zeit war der Wasserspiegel der Ostsee etwa 1 m höher als heute, sodass die Strandwall- (Dünen-) -bildung weiter im Hinterland stattfand. Bei einem Gang vom Zierowberg zum Ahlbecker Strand fallen etliche Hügel- und Talformen auf, die von verschiedenen Baumarten bewachsen sind. Dieses gestaffelte Dünensystem, das je im Wechsel aus Strandwall (Reffe) und Dünental (Riege) besteht, weist je nach Alter verschieden farbige Dünensande auf. Die Strandwälle sind mit Kiefern und die oft feuchteren Dünentäler mit Erlen bewachsen. Etwa 8 bis 10 Braundünen, die zu den ältesten Dünen gehören und braune Sande führen, sowie 35 Gelbdünen (von 1.400 bis heute) mit gelben Sanden und 6 Weißdünen (von 400 Jahren bis heute) bilden eine morphologisch beeindruckende Wellenlandschaft. Die mit dem Alter dunkler werdende Farbe der Dünensande beruht auf dem jeweils stärkeren und längeren Bewuchs und damit einem höheren Eintrag von organischem Material in die Sande. Zur Altersbestimmung der Dünen nutzt man vor allem Pollen aus den teils vermoorten Senken (Riegen) und rechnet dann auf die Ablagerungszeiträume zurück. Am Strand von Ahlbeck angekommen fällt auf, dass (wie fast überall an der Ostseeküste) die Muscheln im Vergleich zur Nordsee relativ kleinwüchsig und dünnschalig sind. Ursache dafür ist der geringe Salzgehalt der Ostsee. Die Buchtlage Usedoms (Pommersche Bucht) trägt ihr übriges dazu bei, dass durch die starke Aussüßung des Meerwassers die Muscheln (vor allem Mya arenaria, Cerastoderma edule (ehem. Cardium), Mytilus edulis) an der Existenzgrenze leben. Oderhaff Das Oderhaff (bzw. Stettiner Haff) ist vom Kamminker Hafen aus (an der deutsch-polnischen Grenze) sehr gut einsehbar. Die Oder mündet in das Haff und bringt reichlich Suspensionsmaterial mit. Dies hat zur Folge, dass mit den Jahren das Oderhaff verlanden wird. Ansätze dazu sind schon auszumachen – zum Beispiel werden große Kliffstrecken bereits vom Schilf Phragmites communis bewachsen. Das Haff ist stark ausgesüßt, da nur noch über den Peenestrom, die Swine und Dievenow (Polen) kleine Verbindungen zur Ostsee bestehen. Dies ist auch der Grund für die seit Beginn der industriellen Revolution stattfindende Anreicherung von Schwermetallen und Spurenelementen (vor allem Kupfer, Zink, Blei, Cobalt, Nickel).

Insel Rügen

Rügen ist die größte Insel Deutschlands. Die einzige Verbindung zum Festland besteht über den Rügendamm, der über die Stralsund vorgelagerte Insel Dänholm führt. Markante Landschaftseinheiten Rügens sind die beiden Halbinseln Jasmund und Wittow, Schaabe, Schmale Heide, Jasmunder Bodden und Mönchgut. Der geologische Großablauf ist ähnlich dem Usedoms. Vor ca. 10.000 Jahren kommt es letztmalig zu einem Gletschervorstoß (Inlandeis der Ostrügenstaffel). Das kaum ältere Jungmoränengebiet wird in solch einer Weise überfahren, dass die bereits gebildeten, präquartären Hochlagen von Wittow, Jasmund, Granitz, Mönchgut, Zicker und Thiessow als eine Art “Strompfeiler” wirken und das Eis sich um sie herum schiebt. Genauer gesagt, schieben sich der Belteisstrom im Westen und der Odereisstrom im Osten der zukünftigen Insel entlang. Es bilden sich Endmoränenlandschaften, die Kreide wird angehoben und verschuppt. Vor ca. 7.000 Jahren, als das Eis komplett abgeschmolzen ist, bilden die Moränenrücken Inselkerne, deren Außenküsten durch die Meeresbrandung erodiert und in Steilküsten umgeformt werden. Durch von Wind verursachte Küstenlängsströmungen kommt es zur Ausbildung von Sandhaken, die in Form von Nehrungen die Inselkerne miteinander verbinden und gleichzeitig Meeresteile, wie den Großen und Kleinen Jasmunder Bodden, abschnüren. Wieder bilden also pleistozäne Inselkerne (Wittower, Jasmunder, Rügener, Granitzer, Mönchguter, Groß Zicker-, Thiessower Inselkern) die Basis für die Entstehung einer von Nehrungen und Haken gekennzeichneten Insel. Großer und Kleiner Jasmunder Bodden Der Ort Lietzow liegt direkt zwischen Großem und Kleinem Jasmunder Bodden. Der zugehörige Damm trennt beide Gewässer voneinander. Die gemeinsame Längserstreckung beträgt 20 km, die Breite durchschnittlich 5 km. Von der Ostsee abgetrennt werden die Binnenbodden durch die Nehrungen Schaabe und Schmale Heide. Der einzige Zugang zur offenen See besteht über den Vitter Bodden zwischen Bug und Hiddensee. Das hat zur Folge, dass die beiden Bodden stark ausgesüßt und mit Nähr- und Schadstoffen angereichert sind. Vor allem der Kleine Jasmunder Bodden, der nur noch über ein Siel im Damm Verbindung zum Großen Jasmunder Bodden hat, ist von der Eutrophierung mit Stickstoff-, Phosphor- und Kohlenstoffverbindungen betroffen. Dies führt zu einer vermehrten Bildung von Algen, die wiederum dem Wasser Sauerstoff entziehen und euxinische Verhältnisse schaffen. Unter Bildung von Schwefelwasserstoff kommt es zur Eisenausfällung und Faulschlammentstehung. Auch die zunehmende Verlandung, beginnend mit dem Schilf Phragmites communis, zeigt diese schon fast als süßwasserähnlich zu bezeichnenden Verhältnisse an. Geomorphologisch interessant sind die weit ins Festland vordringenden Boddenbuchten, wie Ralswieker Niederung oder Augustenhofer Niederung. Ebenso zeigen sich vor allem in den Kleinen Jasmunder Bodden vordringende Stauchendmoränengebiete. Zwischen den beiden Bodden, insbesondere im Gebiet von Lietzow, wurden zahlreiche mittelsteinzeitliche Steinwerkzeuge der sogenannten Litzow-Kultur gefunden. Man geht davon aus, dass in dieser Region einmal steinzeitliche Werkstätten existierten. Jasmund Die Halbinsel Jasmund stellt mit dem gleichnamigen Nationalpark wohl eine der schönsten Küstenlandschaften Ostdeutschlands dar. Die für diese Region typische Schreibkreide gehört biostratigrafisch gesehen in das obere Untermaastricht (Biostratigrafie anhand von Cephalopoden-Rostren). Zu dieser Zeit existierte eine ca. 100 km breite, zwischen Südschweden und Harz verlaufende sogenannte niederländisch-baltische Rinne (NIEDERMEYER in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995), die das ost- und westeuropäische Kreidemeer miteinander verband. Das Flachmeer war hochmarin mit Salzgehalten von bis zu 30 g/l. Dieses Schelfmeer war durch sehr geringe terrigene Einträge geprägt, was zur Bildung sehr reiner Kalke führte. Die die Schreibkreide aufbauenden Organismen sind vorrangig Coccolithophoridae (72 %). Das sind meist kugelrunde, unter 30 µm kleine, Photosynthese betreibende Einzeller, die mit sogenannten Coccolithen, ca. 5 bis 10 µm kleine Calcitplatten, als Schutz, zur Lichtregulierung, zur Entgiftung sowie zur Regulierung des Flotationsgleich-gewichtes ausgestattet sind. Desweiteren besteht die Rügender Kreide aus 1,8 % Bryozoen (Moostierchen), 1,1 % Foraminiferen und aus 1,2 % nicht karbonatischen Bestandteilen. Die häufigsten Makrofossilien der Rügener Schreibkreide sind nach NESTLER (1982) Porifera (Alaxinia sulcifera, Ventriculites radiatus, Cliona sp., Porosphera globularis), Anthozoa (Parasmilia excavata), Brachiopoden (Lingula cretacea, Chatwinothyris subcardinalis), Bivalven (Pycnodonte vesicularis, Pectiniden-Arten), Cephalopoden (Belemnella occidentalis) sowie einige Echinodermen (Crinoidea-Arten, Echinoidea). Es reicht meist schon ein Blick, um die auffälligen Strukturen der Jasmunder Steilküste zu erkennen. Pleistozäne Geschiebemergel wechseln sich in faltiger Lagerung mit der Schreibkreide ab, überdecken diese oder sind in ihr eingeschuppt. Zahlreiche Feuersteinbänder durchziehen die Kreide und zeigen in den ansonsten homogen erscheinenden Karbonaten Anti- und Synstrukturen. Zu erklären sind diese Faltungen unter Beachtung zweier Vorgänge. Zum einen geht man davon aus, dass während der Alpidischen Gebirgsbildung durch fernwirkende Kräfte erste Störungen und Aufschiebungsstrukturen innerhalb der Kreide gebildet wurden. Entlang dieser Schwächezonen konnten nun pleistozäne Gletscher eistektonisch sowie glazialdynamisch wirken und während des Vorbeischiebens von Belt- und Odereisstrom die Kreide zusammen mit schon vorhandenen Geschiebemergeln verschuppen. Dabei entstanden typische Lagerungsformen wie Stau-, Stauch- und Stapelmoränen. Häufig weisen die pleistozänen Mergel eine Mulden-, die Kreideablagerungen eher eine Sattelstruktur auf (NIEDERMEYER in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Es bleibt noch darauf hinzuweisen, dass die Deformationsvorgänge mit dem Weichsel-II-Glazial beendet gewesen sein müssen, da der obere Geschiebemergel keiner Faltung mehr unterlag. Das wohl berühmteste Beispiel einer Verschuppung bzw. Einfaltung ist der “Hengst”, ca. 1,5 km nördlich von Saßnitz. Entlang von Bruch- und Störungszonen in der Schreibkreide kommt es auch häufig zu Sedimentrutschungen und Hangstürzen. Etliche Bäche nutzen die dabei entstandenen Muldentäler zur Entwässerung von auf der Jasmunder Hochfläche befindlichen flachen und vermoorten Niederungen. Durch die Kreide dringendes, CaCO₃-gesättigtes Grundwasser scheidet nach dem Austritt aus der Kreide häufig Süßwasserkalke (Travertine) aus, die Pflanzen umkrusten und dadurch relativ löchrig und porös werden. Ein weiteres Phänomen kann im bodenwärtigen Bereich der Steilküste beobachtet werden. Durch Niederschläge ausgewaschene Kreide setzt sich am Boden ab und lithifiziert. Dadurch entstehen der eigentlichen Kreide vorgelagerte sekundäre Kreideablagerungen. Der gleiche Prozess (das Auswaschen der Kreide) bedingt auch das Herauslösen der Feuersteine aus dem Kliff. Die Feuersteine sind keine während der Kreidebildung eingelagerten Gesteine, sondern entstanden erst im Sediment selbst. Untere, vom Sauerstoff mehr oder weniger abgeschnittene Bereiche der abgelagerten Kreide, änderten vor allem durch Bakterientätigkeit ihren pH-Wert. Dies führte zur Freisetzung von Kieselsäure aus SiO₂-bildenden, mit einsedimentierten Organismen wie Radiolarien oder Diatomeen. Die Kieselsäure wiederum verdrängte die noch weichen Kreidesedimente und sammelte sich bevorzugt um Biogenreste herum. Flint ist also eine Art Konkretion. Zur Entstehung der sogenannten Saßnitzer Blumentöpfe, großen Feuersteinen mit ebenso großem Loch darin, gab und gibt es die verschiedensten Ideen. Die wohl plausibelste Erklärung geht von einer während der Flintbildung stattfindenden Sediment-Entgasung aus. Neben den splittrig, grau-schwarzen Flint-Konkretionen treten auch rostbraune, limonitisch verwitterte, körnig-strahlige Pyritkonkretionen auf, die sich an Redox-Grenzen innerhalb der Kreide, ebenfalls meist um Biogene gebildet haben. Neben geotektonisch-glaziogenen Erscheinungen bietet die Jasmunder Steilküste aber auch rein geomorphologisch interessante Objekte. So zum Beispiel die Wissower Klinken, die durch winterliche Eissprengung eine markante, spitzkantige Form erhalten haben. Auch der schon Caspar David Friedrich beeindruckende Königsstuhl stellt neben der Viktoria-Aussicht das wohl bekannteste morphologische Element der Kreidesteilküste Jasmunds dar. Kreidewerk Klementelvitz Die Kreide wird keinesfalls nur touristisch genutzt. Etliche Steinbrüche auf Rügen, zum Beispiel in den Hängen von Saßnitz, zeugen von einem regen wirtschaftlichen Abbau der Kreide. Seit 1962 besteht auch das Kreidewerk Klementelvitz an der B 96 zwischen Lietzow und Saßnitz. Zu Zeiten der DDR noch mit 460 Arbeitskräften tätig, werden heute mit 36 Beschäftigten ca. 80.000 Tonnen Kreide sowie 100.000 Tonnen Düngekalk pro Jahr aus dem Tagebau Promoisel gefördert. Für den Düngekalk wird die minderwertigere, verunreinigte Kreide der obersten 3 bis 5 m verwendet. Die Lagerstätte an sich ist eine sogenannte Schuppenlagerstätte, die Vorräte bis 50 m über NN und verteilt auf ca. 40 ha bietet. Die hochwertige Kreide wird aus Kostengründen (günstigerer Strom) nur nachts gefördert. Es entstehen im Jahr ca. 150.000 m³ Abraum, der von einer Fremdfirma an anderer Stelle wieder aufgeschüttet wird. Die Rohkreide wird aus dem Tagebau in ca. 23 Minuten per Förderband in das Werk transportiert und dort im Rührwerk mit Wasser aufgeschlämmt. Diese Schlämmkreide gelangt nach Zwischenlagerung im Rohkreidesilo in den sogenannten Hydrozyklon, der Grob- und Feinteilchen durch Zentrifugalkraft trennt. Mit einer Körnung von bis zu 0,06 mm wird die zentrifugierte Kreide nach Zwischenstation im Fertigtrübesilo im Drehzellenfilter zu Knorpelkreide granuliert, danach getrocknet und in den Knorpelkreidesilo transportiert. Je nach Produktart wird die Kreide nun noch entsprechend weiter verarbeitet (Mahlen, Pressen, usw.). Schmale Heide Neben der wohl am idealsten ausgeprägten Schaabe, bildet die Schmale Heide als eine der größten Rügener Nehrungen die Verbindung zwischen dem Jasmunder und dem Granitzer Inselkern. Sie erstreckt sich zwischen Neu Mukran und Binz auf etwa 9,5 km Länge. Begrenzt wird sie im Westen vom Kleinen Jasmunder Bodden, im Osten vom Prorer Wiek. An den morphologisch noch wesentlich stärker gegliederten Insel-kernen griffen während der littorina-zeitlichen Meeresphase enorme Erosions-kräfte an, die steil abfallende Küsten schufen. Die Inselkerne wurden langsam durch weiter wachsende und sich jeweils vorlagernde Strandwälle verbunden, sodass heute (ebenso wie es schon für den Ahlbecker Raum auf Usedom beschrieben wurde) zahlreiche Strandwälle mit Braun-, Gelb- und Weißdünen zu finden sind. Bemerkenswert ist der hohe Flintanteil vor allem in den Neu Mukraner Strandwällen. Durch die durch Brandung erodierten Kreidekliffs der Halbinseln Wittow und Jasmund sowie durch den Küstenlängstransport und Sturmhochwässer kam es vor etwa 2.000 bis 1.500 vor heute zur Ablagerung von bis zu 90 % Feuerstein und nur etwa 10 % nordischen Geschieben. Heute sind etwas mehr nordische Geschiebe anzutreffen, da im 19. Jahrhundert etliche Mengen Flint als Mahlsteine für Kugelmühlen entnommen wurden. Das Naturschutzgebiet “Feuersteinfelder bei Mukran” weist ca. 15-17 Strandwälle auf, die unter der Flintdecke normale Strandsande führen (KLIEWE in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Mönchgut Typische Landschaftsgestalter der sich im südöstlichsten Teil Rügens befindlichen Halbinsel Mönchgut sind die ausgedehnten Stauchendmoränen der sich vor ca. 13.000 Jahren während der Nordrügener Staffel vordrängenden Eismassen. Begleitet werden diese Moränen von tief eingeschnittenen Gletscherzungenbecken. Die 29 km² große Halbinsel ist nach außen hin durch schmale, vorspringende Moränenkerne sowie dazwischenliegenden Nehrungen gekennzeichnet. Am Zickerschen Höft können glazigene Deformationen der Stauchendmoräne und die damit verbundene Einschuppung einer Kreidescholle beobachtet werden. Die Zicker Berge (330 ha) bieten einen Einblick in die Trocken- und Magerrasenvegetation der dortigen End- sowie Grundmoränenlandschaft, die unterhalb des Pflanzenbewuchses von meerwärtigen Sandanwehungen geprägt ist.

Insel Hiddensee

Hiddensee ist schon seit Jahrhunderten Ort künstlerischer Inspiration und Erholungsgebiet in einem. Grund hierfür ist der besondere Reiz einer Landschaft, die stets in starker geologischer Veränderung begriffen war und auch heute noch ist. Der gesamte Inselkomplex (außer den Ortslagen) ist Landschaftsschutzgebiet. Der Gellen darf ohne Genehmigung nicht betreten werden; auch fahren keine privaten PKW auf Hiddensee. Bis zum Beginn des bereits im Kapitel Usedom erwähnten Erdölbohrprogramms gab es keinerlei Kfz-Verkehr auf der Insel. Mit dem Straßenbau für die LKW begann aber auch dort die “Mobilisierung”. Heute fahren jedoch meist nur noch Polizei, Rettungsdienst, Feuerwehr und Fahr-zeuge zu gewerblichen Zwecken. Auf Hiddensee leben ca. 1.300 Menschen in 3 Dörfern. 200.000 Betten stehen den jährlich 700.000 bis 1 Mio. Touristen zur Verfügung. Der gesamte auf Hiddensee anfallende Müll wird per Schiff zum Festland transportiert. Generell lässt sich die 18,6 km² große, 17 km lange, durchschnittlich 800 m breite und ca. 2-5 km westlich von Rügen liegende Insel nach NIEDERMEYER (in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995) in vier Landschaftseinheiten unterteilen: Das pleistozäne Kernland, zu dem der nördlichste Inselteil, der Dornbusch, gehört, beinhaltet die Ortschaften Kloster und Grieben. Vitte und Neuendorf-Plogshagen werden zum sogenannten Süderland oder auch Hiddenseer Flachland gezählt. An den Dornbusch schließen sich die beiden Anlandungsarme Alt- und Neubessin an. Die Fährinsel stellt einen von drei pleistozänen Inselkernen dar. Diese Inselkerne (Gellen, Fährinsel, Dornbusch) sind (wie an den anderen Inseln bereits beschrieben) Relikte von Endmoränenlagen. Bereits vor etwa 6.000 Jahren wurde der Gellen durch den steigenden littorinen Meeresspiegel überdeckt. 3.000 Jahre später folgte die Fährinsel, sodass heute nur noch der Dornbusch als aktiver Kern wirkt. Um diesen Kern aus Geschiebemergel bildeten und bilden sich Anlandungsgebiete, die größtenteils auch die beiden anderen Inselkerne umfassen. Zu vorlittorinen Zeiten war Hiddensee Teil eines weiten Festlandes. Diese stark gegliederte Jungmoränenlandschaft ermöglichte es den Menschen des Mesolithikums dort zu leben. Zeugen davon sind relativ häufig zu findende Werkzeugrelikte aus Feuerstein, ab und an sind auch Tonscherben anzutreffen. Geologisch und kulturhistorisch bedeutsam ist der sogenannte Cyprinenton, der die Basis für die Geschiebemergelablagerungen des Brandenburger, Pommerschen und Mecklenburger Stadiums bildet. Dieser graugrüne Ton enthält Foraminiferen und wurde zwischen 1755 und 1792 am Rennbaumhuk an der Nordwestküste Hiddensees abgebaut und zur Herstellung von edlem Steingut verwendet (MÖBUS 2001). Generell kann davon ausgegangen werden, dass Hiddensee (fast) nur von weichselzeitlichen Vorgängen beeinflusst wurde. Dornbusch An dieser Stelle sei einmal kurz auf den grundsätzlichen (schematischen) Aufbau des Litorals (Küstenzone) einer Steilküste hingewiesen. Das Litoral reicht von etwa 10 m Wassertiefe bis hin zur ersten Bepflanzung an der Küste. Als erste erwähnenswerte Einheit ist die Schorre zu nennen, die Sandbänke beinhaltet. Diese Sandbänke führen zu einem Brechen der ankommenden Wellen. An die sogenannte Brecherzone schließen sich die Brandungszone sowie die Überspülungszone, an der vorwiegend kiesiges Material abgelagert wird, an. Der nachfolgende, durch Strandwälle gekennzeichnete, sogenannte trockene Küstensaum weist teilweise Brandungshöhlen im Kliff auf. Die Kliffranddüne wird oftmals mit Wald als Schutz vor Erosion bepflanzt. Die mit 65 m höchste Erhebung des pleistozänen Inselkerns Dornbusch ist der Swantiberg an der nördlichsten Spitze Hiddensees. Wie bereits er-wähnt, besteht der Dornbusch über-wiegend aus Geschiebemergeln. An der nordwestlichen, bis 30 m hohen und ca. 4 km langen Steilküste ist vor allem der mittlere Geschiebemergel aufgeschlossen wobei auch die durch Gletschervorstöße eingefalteten Vorschuttsande zwischen oberem und mittlerem Geschiebemergel in Erscheinung treten. Sehr gut aushaltbar sind die ansonsten farblich schlecht vom verwitterten Mergel trennbaren Sand-horizonte aufgrund von zahlreichen Schwalbennestern, die bevorzugt in den im Vergleich zum Mergel weichen Sand gebaut werden. Deutlich erkennt man Deformationsstruk-turen auch im Mergel. Teilweise können Verfaltungserscheinungen unterschiedlich farbiger Mergel beobachtet werden. Der Geschiebemergel ist stark geklüftet und zeigt an diesen Klüften Oxidationserscheinungen. An anderen Stellen, vor allem in Verbindung mit den Vorschuttsanden, tritt Wasser aus und führt zu Bleichungen des Mergels. Der relativ dichte Mergel lässt kaum Wasser hindurch. Die Sande jedoch dienen über dem abdichtenden Mergel als wichtiger Grundwasserleiter. Natürlich führt der Geschiebemergel auch Geschiebe, die, in großen Mengen herausgewittert, der Steilküste vorgelagert sind. Hauptsächlich Kalke, Granite, Gneise und Porphyre sind auszuhalten, in geringeren Mengen auch Quarzite und Sandsteine. Neben den “gewöhnlichen” Geschieben sind allerdings auch geologisch besonders interessante Findlinge zu entdecken. So gibt es einige gekritzte Sandsteine sowie einen ca. 2x1x0,5m großen Granitblock, der zahlreiche basische, oval bis länglich ausgebildete Gesteinsstücke enthält. Eine Erklärung hierfür geben die unterschiedlichen Schmelzpunkte von basischen und sauren Gesteinen. Während eine granitische Schmelze aufsteigt und ihre Umgebung erhitzt, kommt es bei der darüberliegenden basischen Gesteinsdecke aufgrund der höheren Schmelztemperaturen zu keiner Aufschmelzung. Der aufsteigende Pluton drückt jedoch gegen diese Gesteinsdecke, sodass diese bruchtektonisch reagieren muss und Bruchstücke in die langsam auskühlende und letztendlich erstarrende Granitschmelze fallen. Vorsicht ist geboten, wenn scheinbar natürliche Sedimentationsphänomene innerhalb der Steilküste anthropogen verursacht sind. So treten an manchen Stellen Rohre aus einem auf den ersten Blick ungestörten Sediment. Beim zweiten Hinsehen jedoch können konkave Schachtungsspuren ausgemacht werden. Der Dornbusch ist ehemaliges Militärgebiet, war mit Bunkern bebaut und weist auch oberhalb der Steilküste typisch menschliche Einflüsse auf. So wachsen Brennnesseln, die für erhöhten Nährstoffeintrag sprechen und auch der eine oder andere Obststrauch ist aufzufinden. Die häufigste, natürlich vorkommende Pflanze ist jedoch der Sanddorn, der mit seinen gelblich-orangen Früchten Grundlage für unzählige Produkte wie Marmelade, Saft, Alkohol und vielem anderen ist. Nachdem im 17. Jahrhundert nahezu der gesamte Wald Hiddensees gerodet wurde, begann man 1860 mit der Aufforstung auf dem Dornbusch. Typische Vegetationen für diese Stauchendmoränenlandschaft sind Rote Heckenkirsche, Hasel, Weiß- und Kreuzdorn. Die Magerrasen werden überwiegend von Thymian, Walderdbeere, Golddistel, Grasnelken, Labkraut, Heidenelken und (einge-schleppten) Königskerzen bewachsen. Oft zu sehen sind in Schneisen gelegene Windflüchter, die durch Nordwestwinde ihre typische Form erhalten. Der Dornbusch ist ein typisches Abtragungsgebiet. Durch die permanente Brandung verringert sich die Steilküste um ca. 30 cm pro Jahr. Anfang 2000 brachen östlich des Swantiberges ca. 120.000 m³ Steilküste ins Meer. Vor allem durch solche relativ seltenen, aber großen Ereignisse wird der Küstenrückgang vorangetrieben. Ein in Zukunft sicherlich abrutschender Bereich ist die Gegend um den Leuchtturm. Bereits heute kann man an der sogenannten Hiddenseer Leuchtturmspalte ca. 1-1,5 m Abrutschung ausmachen. Bessin und Flachland Hiddensees Die vom Dornbusch abgetragenen Sedimente werden durch eine nord-nordöstliche Strömung an den Neuen Bessin angelagert. Der Neue Bessin wächst etwa 30 bis 60 cm pro Jahr und durchläuft die gleichen Prozesse wie schon zuvor der 3,3 km lange Alte Bessin. Ohne die künstliche Offenhaltung der Verbindung Vitter Bodden mit Libben hätten sich Neuer Bessin und der Bug Rügens längst zusammengeschlossen und einen weiteren Zugang zur Ostsee versperrt. Das auf Hiddensee mittig und südlich gelegene, mit dem Gellen verbundene Flachland wurde überwiegend während der zweiten littorinen Phase durch Nord-Süd-gerichteten und die beiden Inselkerne Gellen sowie Fährinsel verbindenden Sedimenttransport gebildet (NIEDERMEYER in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Das Material lagerte sich häufig in Strandwällen ab, von denen die heutigen Strandwallsysteme bei Vitte, in der Dünenheide, bei Neuendorf und auf der Fährinsel künden. Küstenschutz Hiddensee ist schon allein aufgrund der geringen Breite und der überwiegend nur 1-2 m über NN liegenden Flächen äußerst stark überschwemmungsgefährdet. Besonders der Bereich zwischen Vitte und Kloster (“Fluttore”) wurde schon mehrmals bei Sturmereignissen durchbrochen. Zwei längliche Restseen zeugen davon. Die drei wohl am häufigsten auf Hiddensee verwendeten Küstenschutzverfahren sind Buhnenreihen, Schutzdämme sowie Raudeckwerk. Die Buhnenreihen sollen vorrangig den Küstenlängstransport mindern oder ganz und gar aufhalten. So besteht zwischen Gellen um Hartem Ort auf 8,7 km Länge etwa 140 Buhnenreihen mit im Schnitt je über 100 einzelnen Buhnen (MÖBUS 2001). Häufig sieht man die Auswirkungen der Buhnen anhand der meist nördlich der Buhne seewärts verlängerten und südlich der Buhne landwärts zurückgesetzten Strandlinie. Jedoch sind Buhnen sehr pflegeintensiv, da durch Eisdruck oder durch Ausspülungen Buhnen zerstört werden. Schon bei geringem Verlust an Buhnenpfählen kann die Effektivität dieser Schutzmaßnahme nicht mehr gewährleistet werden. Eine wesentlich erfolgreichere Küstenschutzmaßnahme war der Bau des Huckedamms (1937-1939) nordwestlich von Kloster. Der Wall besteht aus bindemittellos ineinander gesteckten Pyroxenit-Blöcken und ist so konzipiert, dass er sich selbst zusammenhält und in sich verkeilt. Nach Süden erweitert wurde dieses Bauwerk durch Aufschüttung eines ca. 1 km langen Steinwalles aus Lausitzer Granodiorit (1963-1964). In den Jahren 1973 bis 1978 erfolgte eine nochmalige Verlängerung bis Harte Ort. Der Huckedamm war ursprünglich auf einer Länge von 4,5 km geplant – erreicht wurden nur ca. 400 m. Mit diesem Damm jedoch bildete sich aus einer ständig erodierten, spärlich bewachsenen bis freien Fläche ein heute stabiles und bewaldetes Kliff mit großem vorgelagerten Sandstrand. Boddenseitig wurden zwischen 1963-1965 und 1979-1985 ca. 2 km Deiche aufgeschüttet (NIEDERMEYER in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Eine weitere auf Hiddensee (südlich Harte Ort) angewandte Methode zum Schutz der Küste ist das sogenannte Raudeckwerk. Zwischen 1971 und 1980 wurden Bruchstücke Lausitzer Granodiorits auf den seeseitigen Deichen in Bitumen eingebettet und im Laufe der Zeit mit Sand überweht. Das Raudeckwerk soll die ins Hinterland und längs der Küste wehenden Sande auffangen und somit Grundlagen für den Bewuchs und damit für eine Stabilisierung des Deiches schaffen. Als weitere Schutzmaßnahmen bleiben zu nennen die Bewaldung größerer Areale sowie das Aufspülen von Boddensanden (zum Beispiel an die zwischen Kloster und Vitte befindliche Außenküste sowie zwischen Neuendorf und Gellen).

Fischland – Darß

Die Halbinsel Fischland – Darß (- Zingst) liegt zwischen Rügen und Rostock und ist der westlichste Teil der vorpommerschen Boddenausgleichsküste. Ihren nördlichsten Punkt bildet der Darßer Ort, auf den später noch eingegangen wird. Fischland erstreckt sich auf etwa 10 km Länge. Der Darß stellt das Verbindungsglied zwischen Zingst und Fischland dar. Die sich südlich bis südöstlich anschließenden Bodden sind Saaler, Bodstedter sowie Barther Bodden. Geologisch gesehen ändert sich im Vergleich zu Usedom und Hiddensee wenig. Bei Dierhagen, auf Fischland (am Bakelberg, 18,8 m über NN) und dem Vor-Darß existieren pleistozäne, von Geschiebemergel geprägte Inselkerne, die die Grundlage für Anlandungen und die Abtrennung besagter Bodden bilden. Die weichselzeitlichen Geschiebemergel werden teils muldenartig von holozänen Sanden überdeckt. Fischland – Hohes Ufer Die Steilküste Fischlands (Hohes Ufer, nördlich von Wustrow) bietet sehr gute Einblicke in die pleisto- und holozänen Abfolgen. Typisch für diesen Küstenabschnitt sind die in Richtung Meer gewölbt verwitternden Geschiebemergel. Sie sind stark geklüftet und weisen teilweise Wasseraustritte auf. Kleinere Klüfte stammen oftmals noch aus dem Ablagerungszeitraum. Die größeren hingegen werden häufig durch den Entlastungsdruck aufgrund des Fehlens der während der Erosion abgetragenen Sedimente verursacht. Der äußerst hohe, als Schuppen, mehrere Meter lange Linsen oder ca. 1-2 cm kleine Bruchstücke auftretende Kreidegehalt des Mergels sowie der Flintreichtum des Strandbereiches lassen darauf schließen, dass sich die weichselzeitlichen Gletscher über Kreideformationen bewegt haben müssen. Überdeckt wird der Mergel von glaziofluviatilen Sanden, die teils Parallel-, aber auch gekappte Schichtung aufweisen. Schwalbenbauten zeigen deutlich die Grenze zwischen wenig verfestigten Sanden und festerem Mergel an. Am Top des Mergels finden sich bei genauer Beobachtung zahlreiche größere Geschiebe. Ursache dafür ist eine nach der Mergelablagerung durch Schmelzwässer stattfindende Erosion, die ca. 2 m Sediment abtrug und als Relikte die Gerölle zurück ließ. Äolische, graubraune Sande folgen auf die glaziofluviatilen Ablagerungen, wobei bemerkt werden muss, dass sich zwischen beiden Horizonten noch eine durch Eisenanreicherung verkittete Sandlage (Ortsteinbildung) befindet, die ebenso wie der äolische Sandhorizont durchwurzelt ist. Beim Gang entlang der Steilküste fallen scheinbar zwischen den Mergel geschobene Sandblöcke auf. Dabei handelt es sich um mehrere (im Wesentlichen 5) Sandmulden bzw. Lehmufer (zum Beispiel Nördliche und Südliche Althäger Sandmulde). Diese Lagerungsstörungen entstanden während des syn- bis postsedimentären Austauens von Rest- und Toteisblöcken, über denen sich schon Sedimente abgelagert hatten (JANKE in DUPHORN, KLIEWE, NIEDERMEYER, JANKE, WERNER 1995). Unausweichlich während der Küstenbeobachtung ist die Begegnung mit Bunkerresten. Die Küste wurde früher militärisch genutzt. Heute zeigen die Bunkerreste hervorragend den relativ schnellen Küstenrückbau durch die Ostsee-brandung, speziell bei Sturmhochwässern, denn ehemals auf dem Kliff befindliche Bunker schauen heute nur noch teilweise aus dem Wasser heraus. Die anthropogene Beeinflussung ist auch während einer Geschiebeanalyse nachvollziehbar. Neben Karbonaten, einigen Graniten, Porphyren, Gneisen, Sandsteinen und Quarziten finden sich immer wieder Scherben und Betonreste. An der Fischland-Küste herrscht eine überwiegend nach Nordosten gerichtete Wasserströmung vor, die durch Küstenlängstransport zur Abtragung der Küste führt. Um dem entgegenzuwirken wurde am Strandabschnitt bei Ahrens-hoop ein Längswerk errichtet, das sehr effektiv arbeitet. Dieser Steinwall mindert die Strömungsgeschwindigkeit des Wassers, was zum einen zur Folge hat, dass kaum noch Strandversatz stattfindet und zum anderen eine Strandverbreiterung bewirkt, da sich nun die mitgeführten Sandpartikel hinter dem Längswerk absetzen. Darß Das von Fischland abgetragene Material wird an der Ostbucht östlich des Darßer Ortes bei verminderten Strömungsge-schwindigkeiten wieder abgelagert – an-fänglich um den Moränenzug des Altdarß (mit den Rehbergen, 7 m über NN). Der Neudarß, also das an den Altdarß angelandete Gebiet, ist von unzähligen, den Strand nahezu senkrecht schneidenden Strandwällen und Dünen-tälern geprägt. Eine Wanderung am Strand entlang zeigt dies auf beeindruckende Art und Weise. In den Riegen (Dünentälern) bilden sich oftmals Strandseen, ehemalige und von Nehrungen abgetrennte Meeresteile, aus. Deutlich zu erkennen sind diese an Schilfbewuchs, der auf schon ausgesüßte Seen hinweist. Die Seen vermooren in Verbindung mit Faul- und Biogenschlammbildung mit der Zeit. An deren Grund bilden sich Torfe aus, die teilweise direkt am heutigen Strand aufgeschlossen sind und in die Ostsee ragen. Oftmals zeigen sich sogar noch die für autochthone Torfe sprechenden Schilfrohre sowie einzelne Baumstümpfe. Am Darßer Ort, der aus Naturschutzgründen nicht betreten werden darf, kann man rezente Strandseeabschnürungen und Strandwallbildungen beobachten. Vom Altdarß ausgehend folgen auf die Braun- die jeweils jüngeren Grau-, Gelb- und Weißdünen (siehe auch Kapitel Usedom). Auf Graudünen siedeln sich u.a. Zwergsträucher wie Krähenbeere und Heidekraut an. Die sich aus einer Graudüne entwickelnde Braundüne kann schon größere Sträucher wie Wacholder, ja sogar Bäume wie Kiefern aufweisen. Im Strandwallbereich bei Ahrenshoop lassen sich unzählige Windflüchter erkennen, die den vom Meer her wehenden Winden “ausweichen”. Die Strandseen sind ein wichtiges Rückzugs-, Rast- und Brutgebiet für Wasservögel wie Rothalstaucher, Rohrweihen und Seeadler. In Richtung Darßer Ort tauchen immer mehr Kiese am Strand auf, was wohl auf die zunehmend den Winden ausgesetzte Lage und die damit verbundenen höheren Wellenenergien sowie auf verstärkte Feinsand-auswehungen zurückzuführen ist. Oftmals lassen sich in den nur wenig und teils durch Trockenvegetation bewachsenen Weißdünen Deflationswannen erkennen. Auch schon bewachsene Dünen werden durchaus noch von Sandverwehungen überlagert. Die Darßer Küste bietet weit mehr als “nur” Riegen und Reffe (Strandwälle). An ihr können sehr gut die Merkmale litoriner Sedimente studiert werden. Als erstes fallen natürlich die verschiedenen Rippelbildungen vor und hinter der sogenannten Auflaufzone auf, an der bevorzugt die Geröllbewegung stattfindet. Man unterscheidet u.a. Wellen-, Strömungs-, Diamant- und Windrippel, wobei letztere auf den eher unbewachsenen Dünen zu finden sind. Diamantrippel entstehen, wenn das auf das Ufer auflaufende Wasser mit hoher Geschwindigkeit zurückströmt. Dabei können sich u.U. besagte rautenförmige Rippel ausbilden. Häufig sind Spülsäume sichtbar, die das maximale Vordringen einer Welle in den Strandbereich markieren. Markierungsmaterialien können mitgeführte Sande oder aber auch Tang und Seegras sein. Unzählige mm-große Löcher im von Wasser überspülten Bereichen stammen von Biogenen wie zum Beispiel Fliegenlarven. Oftmals säumen auch dunkle Schlieren den Strand. Dabei handelt es sich um Schwermineralablagerungen (Minerale mit einer Dichte über 2,9 g/cm³). Die während des Aufspülens stattfindende Schweretrennung von “normalen” Körnchen (Quarze, Gneise, Granite, etc.) und Mineralen wie Granat, Rutil, Zirkon und Turmalin führt zur sogenannten Seifenbildung, die teilweise in anderen Regionen und Ländern über geologische Zeiträume die Ausbildung enormer Schwerminerallagerstätten verursacht hat. Eine andere Sedimentationserscheinung zeigt sich an relativ deutlich erkennbaren Materialunterschieden zwischen Kies und Sand. Der Strand ist leicht wellig aufgebaut. Das auftreffende und materialführende Meerwasser lagert am Punkt geringster Strömungsgeschwindigkeit (also am Umkehrpunkt) das Material ab und strömt in der “Mulde” mit größerer Geschwindigkeit als an den “Hügeln” zurück, sodass die Mulde eher von Sanden und die Hänge eher mit Kiesen bedeckt sind.

Bernstein

Da der Bernstein an der gesamten deutschen Ostseeküste in mehr oder weniger großen Mengen auftritt, soll an dieser Stelle etwas näher auf dessen Entstehung eingegangen werden. Der Begriff Bernstein stammt aus dem niederdeutschen “Börnsteen” und leitet sich von “bernen” (brennen) ab. Als Bernstein werden in der Regel alle fossilen Harze bezeichnet, die älter als 1 Mio. Jahre sind. Der Fachname lautet Succinit und rührt von der bedeutendsten Harzquelle, der Bernstein-kiefer Pinus succinifera her, die neben über 200 anderen harzliefernden Pflanzenarten die Grundlage für die heutigen Bernsteinvorkommen schuf. Nachdem das Harz aus der Pflanze ausgeflossen ist, kommt es zur Verdunstung leicht flüchtiger Bestandteile, zur Fermentation, Oxidation, Polymerisation und Verfestigung. Oft zeigen Bernsteine noch deutlich Rinnen und Einkerbungen aus Zeiten ihres Ausflusses an den Pflanzen. Wenn die Aushärtung noch nicht abgeschlossen ist, bezeichnet man das Harz als (bernsteinähnlichen) Kopal, der vor allem von tropischen Laubbäumen stammt. Vor allem in Schweden und Westfinnland harzten im Eozän (vor etwa 35-50 Mio. Jahren) Pflanzen aus. Das teils verfestigte Harz (Bernstein) wurde im Boden, in Moore und Gewässer eingelagert und im Oligozän (vor 35-25 Mio. Jahren) in das den Bernsteinwald überflutende Meer transportiert. Der Bernstein befand sich nun im Meeressediment. Diese in der sogenannten Blaue Erde (blau-grün gefärbte Sande) enthaltenen Bernsteine wurden vor 25-11 Mio. Jahren (Miozän) durch Fließgewässer in Braunkohlensande eingetragen und im Pleistozän (vor 2-0,01 Mio. J.) durch das Inlandeis und Schmelzwasserströme in die Ostsee transportiert. Der Transport durch Flüsse im Miozän ließ nach Ablagerung der Bernsteine in der heutigen Danziger Bucht und dem Samland die größte Bernsteinlagerstätte entstehen. Auch heute noch wird Bernstein umgelagert. So werden an Mecklenburg-Vorpommerns Küsten jährlich etwa 100 bis 200 kg Bernstein angespült. Neben dem bedeutendsten Baltischen Bernstein gibt es auch noch zahlreiche andere Bildungen. Lagerstätten finden sich u.a. in der Dominikanischen Republik, Mexiko, Libanon, Burma, Rumänien und Sizilien. Paläontologisch interessant sind einzig und allein die Inklusen von Insekten, Fischen, Pollen und Pflanzenresten. Zusammengesetzt ist Bernstein aus ca. 75-80 % Kohlenstoff, je ca. 10 % Wasser- und Sauerstoff, sowie aus Schwefel und Spurenelementen. Bernstein ist amorph und hat eine Dichte von 1,05-1,1 g/cm³. Der Nachweis auf Bernstein ist relativ simpel – Bernstein ist brennbar und schwimmt auf Salzwasser. Man unterscheidet Bernsteine nach ihrer Farbe und Transparenz. So gibt es:

• Schiere Steine (völlig klar und durchsichtig)
• Matte Steine (opak mit weißer, gelber oder brauner Färbung)
• Flohmige Steine oder “Bastard” (gewölkte bis geflockte Struktur)
• Schlauben (durch lange Sedimenteinschlüsse nicht zu verarbeiten)
• Brack oder Schlack (viele eingeschlossene Pflanzenreste, meist Moose)
• Knochen oder Kreidebernstein (weiß, opak, teils bläulicher Schimmer, im Mittelalter Arzneimittel)

Geologie der deutschen Nordseeküste

Allgemeines

Die Nordsee ist ein flaches Randmeer des Atlantischen Ozeans und wird gegenwärtig im Westen von den Britischen Inseln, im Südwesten von der Linie Dover-Calais, im Süden und Südosten durch Belgien, die Niederlande und Deutschland sowie im Osten und Nordosten durch Dänemark und das südwestliche Norwegen (Breite der Shetland-Inseln) begrenzt. Verbindungen zum Atlantik bestehen in breiter Form im Norden und nur sehr schmal im Südwesten in der Straße von Dover. Über die Meerengen Skagerak und Kattegat bestehen Verbindungen zur Ostsee. Durch die große Öffnung im Norden wirken in der Nordsee (je nach Lage) Gezeitenkräfte. Die Gezeitenwelle durchquert die Nordsee gegen den Uhrzeigersinn und tritt somit jeweils zeitlich versetzt auf. Die durchschnittliche Wassertiefe beträgt 94 m, das Volumen der Nordsee wird mit 47.000 km³, die Fläche mit 580.000 km² angegeben.

Entwicklung der Nordsee

Auch hier soll wieder an bereits erwähnte Entwicklungsprozesse in vorherigen Abschnitten angeknüpft werden. Das kristalline Basement der Nordsee ist im Gegensatz zu den alten Schilden Skandinaviens in 16 bis 18 km Tiefe aufzufinden (STREIF 1990). Das heißt, dass das Nordseebecken in Folge lang anhaltender und langsamer Bewegungen um mehrere Kilometer abgesenkt wurde und sich dieser Prozess vor allem im Gebiet der Deutschen Bucht, der Nordseeküste Niedersachsens, Belgiens und der Niederlande wahrscheinlich auch heute noch fortsetzt (HENNINGSEN, KATZUNG 2002). In diese Senke wurden im Algonkium grobklastische Sedimente eingelagert und im ausgehenden Präkambrium während der schon mehrfach erwähnten Orogenesen verfaltet und stark metamorphisiert. Oft durch eine Schichtlücke getrennt, lagern auf diesen metamorphen Gesteinen paläozoische Horizonte, von denen an der Basis Schluff- und Sandsteine des Kambriums mit ersten marinen Fossilien auftreten. Mit Vulkaniten durchsetzte Schiefer sowie geschieferte Tonsteine des Ordoviciums folgen. Eine erneute Verfaltung und metamorphe Umwandlung fanden im späten Silur und frühen Devon statt. Die dabei entstandenen Kaledonischen Massive wurden im Zuge dieser Prozesse mit dem kristallinen Sockel verschweißt. Die entsprechenden Gesteine liegen heute in 8 bis 10 km Tiefe unter der Nordsee (STREIF 1990). Hauptsächlich terrestrische Sand- und Tonsteine sowie Küsten- und Flachmeersedimente wurden im Mittel- und Oberdevon abgelagert, die sich im Nordseeraum etwa in 5,5 bis 7 km Tiefe befinden. Das Karbon ist zum einen durch karbonatische Ablagerungen (Unterkarbon) und zum anderen durch Meeresrückzug, Ablagerung feinklastischer Sedimente sowie durch Kohlenbildung (Oberkarbon) geprägt worden. Mit Beginn der variscischen Orogenese wurden aufgrund der Vorlandlage der heutigen Küstenregion während der Entstehung des Faltengebirges die Sedimentfolgen bruchtektonisch beansprucht. Im Perm kam es zur Ablagerung des Rotliegenden. Im Zentrum des deutschen Nordseeareals können die unterrotliegenden sauren bis basischen Vulkanite ca. 500 m Mächtigkeit erreichen (STREIF 1990). Teilweise sind in die oberrotliegenden klastischen Ablagerungen auch Salzlager eingeschaltet. Das Zechstein, in dem die Nordsee ein Binnenmeer war, ist geprägt durch mehrere, je nach Region verschieden häufige, zyklisch gegliederte Sedimentfolgen. Die Zyklen beginnen i.d.R. mit bituminösen Schiefern oder mit Tonschichten, denen Kalk- und Anhydritsteine, Steinsalz- sowie zum Teil Kalisalzlager folgen. Im Trias erfolgten die weit über den heutigen Nordseeraum hinausgehenden Ablagerungen des kontinental und von aridem Klima beeinflussten Buntsandsteins, der überwiegend karbonatischen Gesteine des Muschelkalks sowie der im festländischen Bereich entstandenen Keuper-Sedimente. Jura-Sedimente sind oft als dunkle Tonsteine des marinen Flachwassermilieus (Lias) bzw. mit zunehmend sandigem Anteil (Dogger) ausgebildet. Mit einem unterkretazischen Meeresvorstoß setzte die flächendeckende Bildung von Tonmergel- bis Mergelsteinen ein. Die Oberkreide zeigt wieder karbonatische Sedimente des marinen Flachwassers, so in der unteren Oberkreide (Cenoman, Turon, Coniac, etc.) helle Mergel, Mergelkalke und harte Kalksteine und im Maastricht die bekannte Schreibkreide-Sedimentation mit lagigen Flint-Konkretionen. Im Tertiär überlagerten klastische Sedimente die karbonatischen Kreide-Gesteine. So sind im Paleozän Tone mit kalkhaltiger Mikrofauna und ab dem Eozän bis zum Pliozän Flachmeer-Sedimente (Tonsteine, Kalksandsteine, schluffige Feinsande, etc.) anzutreffen. Das Pliozän ist von terrestrischen Einflüssen geprägt und so bildeten sich vorwiegend kalkfreie, gelb-weißliche Sande mit Glimmeranteil, die aufgrund der darin enthaltenen, teilweise zersetzten Feldspäte auch Kaolinsande genannt werden. Das auch vor der Nordsee nicht Halt machende Eiszeitalter lässt sich in drei Abschnitte teilen. Der erste Abschnitt, die präglaziale Phase, dauerte ca. 2 Millionen Jahre an. Zu Beginn des Quartärs kam es zu einer starken Abkühlung und damit verbunden zu einem Meeresspiegelrückgang der Nordsee von 80-100 m sowie zu verstärktem Sedimenteintrag durch das Baltische Flusssystem von Osten (STREIF 2002). Im Unterpleistozän und im unteren Mittelpleistozän stieg der Meeresspiegel wieder an, sodass auch tiefer gelegene südlichere Nordseegebiete überflutet wurden. In dieser ersten Phase gab es vermutlich keine Eisvorstöße. Dies änderte sich allerdings im mittleren Abschnitt, der ca. 300.000 bis 500.000 Jahre andauerte. Die Elsterkaltzeit ist verbunden mit einer vollständigen Eisüberdeckung der Nordsee. Demzufolge sind auch dort (ähnlich den bereits zur Ostsee geschilderten Phänomenen) Moränen- und Schmelzwassersedimente, Erosionsdiskordanzen, mit Tonen, Sanden und Kiesen ausgefüllte Rinnensysteme des Schmelzwassers sowie Tone, Schluffe und Feinsande der Stillwasserbereiche von Seebecken anzutreffen. Mit dem Meeresspiegelanstieg und der Ausbildung des im Süden bis zu den Ostfriesischen Inseln reichenden Holstein-Meeres während dem Holstein-Interglazial wurden auch die elsterzeitlichen Rinnen mit marinen Sedimenten gefüllt und überdeckt. Während der Saale-Vereisung drang das Eis vor allem zu Beginn (Drenthe-Stadium) über die niederländische und dänische Westküste in das Nordseeschelf vor, füllte es aber nur zu kleinen Teilen aus. Durch diesen Eisvorstoß wurden zum Beispiel die Landschaftsräume westlich der Weser angelegt (STREIF 2002). Die beiden jüngeren Eisvorstöße (spätes Drenthe- sowie Warthe-Stadium) erreichten nur den Bereich Unterweser-Unterelbe und hatten somit nur äußerst geringen Einfluss auf die Entwicklung der Nordsee, wobei sie randliche Bereiche der heutigen Nordsee durchaus überdeckten. Die letzte tatsächlich morphologisch beeinflussende Vereisung fand also vor etwa 120.000 Jahren im Saale-Glazial statt. Einen in Zeiten des maximalen Meeresspiegels der heutigen Nordseeküste ähnlichen Verlauf erreichte mit der Eem-Warmzeit das Eem-Meer. Die typische Ablagerungsabfolge des Eem-Meeres beginnt mit einem Torfhorizont, gefolgt von Meeres-, Watt- und Brackwassersedimenten sowie erneut einem Torfhorizont. Diese Abfolge lässt einen Zyklus von Überflutung, Maximalwasserstand und Absenkung des Meeresspiegels erkennen. Die für letzteren Punkt verantwortliche Regression läutet schon die jüngste der Kaltzeiten ein, in der weite Bereiche des Nordseebeckens trocken lagen und sich die Küstenlinie ca. 600 km weiter nördlich befand als heute (STREIF 2002). Diese “trockenen” Gebiete wurden von Schmelz- und Flusswässern umgeformt (zum Beispiel durch das “Elbe-Urstromtal”). Zwei Gletscherzungen des englisch-schottischen Hochlandes reichten bis zur sogenannten Doggerbank. Skandinavische Eismassen erreichten Gebiete nahe der Elbe bei Hamburg. Mit Ende der Weichsel-Kaltzeit begann eine erneute und mit einzelnen Unterbrechungen bis heute andauernde Transgression. Dadurch wurde große Teile der Altmoränenlandschaft (Geest) überflutet, aber auch neue Landschaftsformen, wie Marschen und Watten, gebildet.

Überblick über die Küstengeologie

Auch hier soll nur grundlegend auf die wichtigsten Küstenformen bzw. Inseltypen eingegangen werden. In den jeweiligen speziellen Regionalabschnitten erfolgen vertiefte Erläuterungen. Die Nordseeküste weist die verschiedensten Insel- und Küstenformen auf. Einmalig im deutschen Nordseegebiet ist die Insel Helgoland, auf der durch Salzdiapirismus Schichten des Buntsandsteins, Muschelkalks und der Kreide an der Oberfläche anstehen und vor allem durch den Buntsandstein steile Kliffs gebildet werden. Ein weiterer Inseltyp ist die Geestkerninsel, zu der u.a. Sylt, Föhr und Amrum zählen. Solch eine Insel besteht aus einem über seine Umgebung herausragenden Kern tertiärer und pleistozäner Schichten, die im Randbereich von Sedimenten des Holozäns umlagert sind. Als Küstenformen der deutschen Nordseeküste sind Barriere-Inseln und Sandplaten zu nennen, die allesamt von Wellenenergie und Tidenhub beeinflusst werden und typisch für mittlere Wellenhöhen sind. Hohe bis niedrige Mesotiden sind durch keulenförmige bis langgestreckte Barriere-Inseln und niedrige Makrotiden durch offene Watten mit Sandplaten gekennzeichnet (STREIF 2002). Solche Barriere-Inseln kommen an der ostfriesischen (und westfriesischen) Küste vor, speziell sind zu nennen: Borkum, Juist, Norderney, Baltrum, Langeoog, Spiekeroog und Wangerooge. Im rückseitigen Schutz der Inseln befinden sich Watten, die im Rhythmus der Gezeiten durch die schmalen Inselzwischenräume (sogenannte Seegaten) be- oder entwässert werden. Durch den Rückfluss bei Ebbe bilden sich vor den Inseln bogenförmige Ebbdeltas. Laut STREIF (2002) zeigt sich, dass die Ostfriesischen Inseln vormals Geestkerninseln waren und sich erst mit fortschreitendem Meeresspiegelanstieg im Holozän zu Barriere-Inseln entwickelt haben, die heute meist keine Geestkerne mehr aufweisen (SEMMEL 1996). Der Küstenbereich, der sich von der Außenjade bis zur Halbinsel Eiderstedt erstreckt, ist durch etliche große, tiefe und relativ eng aneinander liegende Gezeitenrinnen und offene Watten gekennzeichnet, an deren seeseitigen Rand gedrungen-sichelförmige, zum Teil Dünen tragende Sandplaten vorkommen. Erwähnenswert sind hierbei die Inseln Mellum, der Große Knechtsand, Scharhörn, Trischen, Tertiussand und Blauortsand. Die überregional bekannten Halligen an der Nordwestküste Schleswig-Holsteins sind Überreste verschiedenster Marschüberflutungen durch Sturmflutereignisse im 14. und 17. Jahrhundert. Dabei sind zum einen Marschbereiche erodiert, als auch vorhandene Erhebungen mit Material aufgestockt worden (die heutigen Halligen). Meist fehlen die Geestkerne (SEMMEL 1996). Die Watten und Marschen sind von holozänen Rinnensystemen unterlagert, die in seewärtigeren Bereichen später teilweise umgestaltet wurden. Wattsedimente bestehen vor allem aus kalkigem Material, das durch zerkleinertes Schalenmaterial von Kalk produzierenden Organismen (Muscheln, Schnecken, Ostracoden, Seeigel, Foraminiferen) entsteht. Der holozäne Untergrund setzt sich in der Regel aus Tonen, Feinsanden und Schluffen zusammen. Je näher ein Küstenraum an Meer oder einmündendem Fluss liegt, umso grobklastischer wird das sedimentierte Material. Im Holozänbereich treten Nieder- und Hochmoortorfe nicht nur als Relikte von Küstenmooren auf, sondern auch als nahezu zyklische Einschaltung in der Folge klastischer Sedimente. Verantwortlich gemacht werden kann für diese Moorbildungen ein schwankender Meeresspiegel im Holozän, dessen Ursachen noch erforscht werden. Jedoch geht man davon aus, dass neben klimatischen Faktoren u.a. Salzdiapirismus ein Rolle spielt (STREIF 1990). Zwischen Watt und Geest liegen die Marschen, die bei mittlerem Tidehochwasser nicht mehr überflutet werden. Durch stärkere Transgressionen gelangten sandigere Sedimente in diese Bereiche (SEMMEL 1996).

Ausgewählte Themen und Regionen

Sandwatt bei Schillig

Das Watt ist die wohl bedeutendste und interessanteste Landschaftsform der Nordseeküste. Es entsteht nur an Flachküsten, da dort der Tidenhub wesentlich gravierender wirkt. Hauptsächlich wird das teils sandige, teils schlickige, vom Wasser transportierte Material abgelagert, wenn die Flut kentert – also während des Wechsels von Flut zu Ebbe. Das Watt zeichnet sich durch eine unwahrscheinlich hohe Bioproduktivität aus und ist in 4 Zonen unterteilt. Das Sublitoral liegt unter der Niedrigwasserlinie und umfasst Vorstrände, Priele sowie Großrinnen und stellt den Übergang zum offenen Meer dar. Anschließend folgt das Eulitoral, dass wechselnd trocken und nass ist, 2/3 der Wattfläche ausmacht und letztendlich das eigentliche Watt bildet. Das Supralitoral besteht aus Verlandungszonen, Stränden, Sandwällen und Salzwiesen. Die höchste Wattzone bildet das Epilitoral, das nur bei hohen Sturmfluten vom Wasser beeinflusst wird. Es führt versalztes Grundwasser und ist durch Dünnen und die Gebiete hinter den Deichen gekennzeichnet. Schillig liegt am nordwestlichsten Zipfel der Jade, die den Jadebusen mit der offenen Nordsee verbindet. Der Jadebusen erstreckt sich von der Stadt Varel bis zur Linie Wilhelmshaven – Butjadingen. Dieser Nordseeabschnitt existiert erst seit ungefähr 900 Jahren und ist seitdem ständig vergrößert und umgestaltet worden. Der Jadebusen ist einzig und allein durch Sturmfluten, beginnend mit der Julianenflut am 17. Februar 1164 entstanden. Durch weitere Fluten in den Jahren 1334 (Clemensflut), 1362 (Marcellusflut) sowie 1511 (Antoniflut) bildete sich allmählich die heutige Jade samt Jadebusen, der im Westen das Sander Watt, im Süden das Schweiburger Watt und im Osten das Stollhamer Watt beinhaltet. Das Sandwatt zeigt überwiegend Strömungsrippel durch die bei Ebbe zurückfließenden Wassermassen. Zu sehen sind auch sogenannte Leiterrippel, also Rippelsysteme, in denen jüngere Rippel die älteren überlagern. Auffällig sind auch Wattwurmhäufen sowie Diatomeenrasen, die bräunliche Anflüge aufweisen. Bereits wenige Zentimeter unter der Wattoberfläche findet man reduzierende Bedingungen vor, die durch die schwarze Wattfärbung angezeigt werden. Hauptsächlich verantwortlich für die Färbung ist das durch Schwefelwasserstoff beeinflusste, wasserhaltige Eisensulfid Troilit. Typisch für ein Watt treten auch Priele, also Wasserabflussrinnen auf. Diese Priele mäandrieren und führen am Prallhang zahlreiche Muscheln sowie am Gleithang weichere Sedimente. Aussagen zur Fauna werden im nachfolgenden Kapitel über das Dangaster Schlickwatt gemacht.

Schlickwatt bei Dangast

Das Schlickwatt liegt am Sander Watt im westlichen Jadebusen. Es zeichnet sich, wie der Name schon vermittelt, durch vor allem feinkörniges, schluffig-toniges Material aus. Typische Tonminerale sind Illit, Smektit und Chlorit. Außerdem besteht das Watt aus erstaunlich wenigem organischem Material (4,5 %), dessen Anteil sich mit dem Wattalter erhöht. Beim Eintreten in das Watt merkt man sofort den ausstreichenden Geschiebemergel der direkt an das Watt grenzenden Geest. Etwas weiter vom Strand entfernt fallen sofort die typischen Merkmale wie Priele und Diatomeenrasen auf. Mit der Hand in den Schlick gegriffen, stellt man zahlreiche Arten fest. Typisch für das Watt sind vor allem Wattschnecke, Pfeffermuschel, Gemeine Strandschnecke, Miesmuschel, Sandklaff-muschel, Kotpillenwurm, Tellmuschel, Schlickkrebs, Herzmuschel, Pierwurm, Bäumchenröhrenwurm sowie der Seeringelwurm. Im Watt lebt überwiegend Endo- (zum Beispiel Sandklaffmuschel), aber auch Epibenthos (zum Beispiel Miesmuschel). An das Watt schließt sich landwärtig eine ausgedehnte Salzwiese an. Salzwiesen entstehen, wenn sich zwischen schon vorhandenen erstbesiedelnden Pflanzen Schlick absetzt. Dies führt im Jahr durchschnittlich zu 1 cm Verlandunghöhe über NN. Salzwiesen lassen sich in drei wesentliche Abschnitte gliedern: Wattflächen und Priele (geringer bis kein Bewuchs), untere und obere Salzwiese. Vor allem der Queller besiedelt als salzresistente Pflanze die küstennahen Wattbereiche. Seine fleischigen Blätter schmecken salzig. Zur typischen Salzwiesenflora gehören Langähren-Queller, Englisches Schlickgras, Andel, Keilmelde, Strandaster, Strandwegerich, Strandflieder, Stranddreizack, Strandrotschwingel, Spießblättrige Melde, Dünen-Quecke, Strandbeifuß sowie die Strandgrasnelke. Zur zügigeren Landgewinnung hilft der Mensch oft auch mit Geäst nach, das zwischen Holzpfähle gelegt wird. Darauf sammelt sich schneller der Schlick. Mit zunehmender Verlandung werden zum Schutz des Hinterlandes Deiche gebaut. Grundsätzlich siedelte man auf Erhebungen wie Uferwällen oder sogenannten Warften. Bis ins 11. Jahrhundert wurden Sommerdeiche gebaut, die aber den winterlichen Sturmfluten nicht Stand hielten. Die im 12./13. Jahrhundert aufkommenden Winterdeiche waren wesentlich robuster. Als Schlafdeiche werden die Deiche bezeichnet, die zuvor noch die Küste schützten, aber aufgrund der weiteren Landgewinnung nicht mehr benötigt werden. Der Deich am Dangaster Schlickwatt beinhaltet ein sogenanntes Sieltor, das Wasser aus dem Hinterland in die Nordsee fließen lässt. Ohne Sieltor wäre aufgrund des Deiches keine Entwässerung des Hinterlandes möglich.

Moore

Die Geestrandlagen sowie die Marschen sind häufig von Nieder- und Hochmooren geprägt. Mit dem Rückzug der Gletscher bildeten sich vorerst in Senken oder staunassen Hängen Niedermoore aus. Erst vor etwa 8.000 Jahren traten Klimabedingungen ein, die mit zunehmenden Temperaturen und Niederschlägen Hochmoore ermöglichten. Typisch für Hochmoore ist der angehobene Grundwasserspiegel. Stapeler Moor Das Moor befindet sich westlich der Bundesstraße zwischen Zetel und Westerstede sowie südwestlich des Jadebusens. Das sogenannte Lengener Meer ist ca. 140 ha groß und stellt das letzte größere und nicht abgetorfte Moorstück eines früher über 200 km² großen Moorareals dar. Es konnte sich über 5.000 Jahre ungestört und unter von Nässe, Nährstoffarmut und niedrigen pH-Werten geprägten Bedingungen entwickeln. Wie viele Moore Ostfrieslands, ist auch dieses in großen Teilen entwässert, abgetorft und landwirtschaftlich genutzt worden. Standardpflanze war der Buchweizen, der mittels Moorbrandkultur auf den nährstoffarmen Böden wuchs. Im Frühjahr wurde die obere Torfschicht abgebrannt und der Buchweizen ausgesät. Typische Pflanzen des Moores sind der Rundblättrige Sonnentau, Torfmoose, die Kleine Moosbeere, der Beinbrech, das Knabenkraut sowie das Weiße Schnabelried. Typische Tiere sind der Kupferglänzende Glanz-Flachläufer sowie die Kreuzotter. Marcardsmoor Der Ort Marcardsmoor liegt westlich von Friedeburg an der B 436 direkt am Ems-Jade-Kanal. Das ehemalige Moor ist vollständig entwässert worden und dient noch heute der Torfgewinnung. Generell ist der Torf zweigeteilt in den unteren, stärker zersetzten, dichteren Schwarztorf und in den oberflächennahen Weißtorf. Der Weißtorf wird oft in der Gärtnerei verwendet. Hauptsächlich interessiert man sich aber für den Schwarztorf. Es wird von einem Leeg-Moor gesprochen, wenn nach der Abtorfung des Schwarztorfs der Weißdorf wieder auf die Fläche aufgebracht wird. Nachdem die obersten Bodenschichten von der Torfdecke entfernt worden sind, wird mit einer Maschine über den Torf gefahren. Die Maschine sticht den Torf ab und legt ihn in Form von “Torfziegeln” zum Trocknen auf die abgetorfte Fläche. Später werden diese Torfbrocken zu Stapeln zusammengefasst und weiter getrocknet. So wird Schicht für Schicht der Torf abgebaut und unter anderem als Brennmaterial verwendet. Um überhaupt eine landwirtschaftliche Nutzfläche zu haben, werden oft Torfe mit Sanden vermischt und Wiese angesät. Diese Grünflächen nutzen die ansässigen Bauern als Viehweide.

Insel Helgoland

Die zu Schleswig-Holstein gehörende Insel Helgoland liegt in der Helgoländer Bucht und ist etwa 65 km (nordwestlich) von Cuxhaven entfernt. Die als strategisches Ziel geltende Insel wurde durch den Zweiten Weltkrieg stark zerstört. Mehrere Sprengungen und das noch bis 1952 andauernde Abschießen von Restmunition aus dem Zweiten Weltkrieg haben das heutige, ebene Mittelland entstehen lassen, das noch vom Ober- und Unterland begleitet wird. Helgoland ist zweigeteilt. Die Felseninsel mit dem Roten Kliff (Buntsandstein) ist ca. 99 ha groß und war bis zu einer verheerenden Sturmflut 1720 mit der Düneninsel verbunden, die das Wittekliff (Muschelkalk und Kreide) beinhaltet. Der Tidenhub auf Helgoland beträgt 2,36 m, 1,17 m über NN (Hochwasser) sowie 1,19 m unter NN (Niedrigwasser). Geprägt wird die Insel von Gesteinen des höheren Perms bis zum Quartär, wobei deutlich sichtbar nur das Rote Kliff des Buntsandsteins und das Wittekliff mit Kreide- und Muschelkalk-Ablagerungen sind. Die Buntsandstein-Abfolgen geben Einblicke in die von kontinental-trockenem Klima geprägte Unter-Trias. Der Erosionsschutt des variscischen Gebirges wurde in das Germanische Becken transportiert und setzt nun auch das Rote Kliff zusammen. Man kann die den Buntsandstein bestimmenden Bedingungen mit Wüsten vergleichen. Ab und zu kam es zu Starkniederschlägen, die große Schutt-ströme verursachten. Auf solche Regen-Ereignisse folgten wiederum lange Trockenperioden, die sich am Roten Kliff deutlich durch Trockenrisse verfolgen lassen. Auch findet man etliche Rippelmarken von langsam austrocknenden Wasserflächen. Jedoch muss bemerkt werden, dass auf Helgoland wohl eher küstennähere, von Lagunen und Sanddünen geprägte Abfolgen liegen (SCHMIDT-THOMÉ 1987). Der Buntsandstein besteht hauptsächlich aus Konglomeraten, hellen, bindemittelarmen, äolischen und bindemittel-oxidierten rotbraunen Sandsteinen sowie Tonsteinen. Die weniger festen hellen Sandsteine sind durch Winderosion stärker abgetragen worden und bieten vor allem den Möwen Nistplätze. Nahezu jede helle Sandlage ist von Möwen besetzt. Die für den Buntsandstein typischen zyklischen, mit sandigen Ablagerungen beginnenden und mit tonigen Ablagerungen endenden Sedimentations-zyklen sind auch auf Helgoland aus-gebildet. Die stabile Basis des Helgoländer Buntsandsteins bildet die Volpriehausen-Folge, die intensiv dunkelroten Sandstein aufweist. Darauf folgt der feinschichtig, tonig-sandige Sandstein der Unteren und Oberen Dethfurt-Folge. Ebenso schlecht aufgeschlossen wie die Dethfurt-Folge sind die Solling- sowie die Tonmergel-Folge. Oberer wie Unterer Buntsandstein sind an den Klippen nicht anzutreffen. Die Gesamtmächtigkeit der Helgoländer Buntsandstein-Abfolgen beträgt 1.300 m. Der Untere Muschelkalk (Wellenkalk) ist bei Niedrigwasser nördlich und südlich der Düneninsel aufgeschlossen und bildet das Wittekliff. Keuper und Jura fehlen gänzlich auf Helgoland, erst die Kreide ist wieder im Norden und Süden der Düneninsel aufgeschlossen. Insgesamt wird die Helgoländer Kreide 300 m mächtig (SCHMIDT-THOMÉ 1987). Tertiäre Abfolgen können auf Helgoland nicht gefunden werden, jedoch zeigen sich Moränenrelikte des Saale-Glazials auf dem Oberland. Ursprünglich war das Oberland vollständig mit Mergel bedeckt, der etliche Geschiebe führte. Durch die Zerstörungen des Zweiten Weltkriegs ist davon allerdings kaum noch etwas zu sehen. Die eigentliche Wölbungsstruktur Helgolands wird durch aufsteigendes Zechsteinsalz, das im Pleistozän die Oberfläche erreichte, verursacht (SCHMIDT-THOMÉ 1987). Durch diese Halokinese wurden der Buntsandstein und die darüber lagernden Abfolgen aufgewölbt und teils gebrochen. Durch Wind- und Wassererosion kam es am Scheitel zur Abtragung von Kreide und Muschelkalk, sodass heute die älteren Ablagerungen höher liegen als die jüngeren. Die durch den Salzdiapirismus verursachten Klüfte und Störungen sind deutlich am Buntsandsteinkliff zu erkennen und verursachen auch die markanten rechtwinkligen Vorsprünge und Buchten an der Südwestküste Helgolands. Die Salzbeule selbst ist durch eine Störung in zwei ungleiche, die Felsen- und die Düneninsel trennende Hälften geteilt. Im Buntsandstein können teilweise recht gute Kupfermineralisationen gefunden werden. Ebenso lohnt es sich, im Küstenbereich nach Fossilien zu suchen (Belemniten, Cliona-Bohrspuren, Bivalven, Cephalopoden und viele mehr). Eine besondere Form des Watts hat sich an der Südwestküste Helgolands aus-gebildet. Das sogenannte Felswatt wird bei Ebbe freigelegt. Es treten die tidenbeeinflussten Schichtköpfe des Bunt-sandsteins zu Tage, die leuchtend grün bewachsen sind.

Quellenangaben und verwendete Literatur

AUTORENKOLLEKTIV: Der große ADAC Natur-Reiseführer Deutschland.- ADAC Verlag, München 1991, Deutscher Bücherbund, München 1991 AUTORENKOLLEKTIV: Grundriss der Geologie der Deutschen Demokratischen Republik Bd. 1: Geologische Entwicklung des Gesamtgebietes.- Akademie-Verlag, Berlin 1968 AUTORENKOLLEKTIV: Stratigraphie von Deutschland II – Ordovizium, Kambrium, Vendium, Riphäikum: Teil III: Nordthüringen, Sachsen-Anhalt, Brandenburg, Nordrhein-Westfalen, Niedersachsen, Mecklenburg-Vorpommern, deutscher Anteil Ostsee, Schleswig-Holstein, deutscher Anteil Nordsee.- E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 2001 AUTORENKOLLEKTIV: Umweltatlas Wattenmeer Bd. 2: Wattenmeer zwischen Elb- und Emsmündung.- Verlag Eugen Ulmer, Stuttgart 1999 BRINK, H.-J.: Die Entstehung des Norddeutschen Beckens – ein Metamorphose-Modell.- www.dgg.tu-berlin.de/dgg/ mitteilungen/2003_4/Digital%202.pdf, 2003 BRÜCKNER, H. (Hrsg.): Dynamik, Datierung, Ökologie und Management von Küsten – Beiträge der 16. Jahrestagung des Arbeitskreises “Geographie und Meere der Küsten” 21. – 23. Mai 1998 in Marburg.- Marburger Geographische Gesellschaft, Marburg 1999 DIETRICH, H.; HOFFMANN, G.: Steinreiche Ostseeküste. Entstehung und Herkunft der Findlinge.- Verlag Redieck & Schade, Rostock 2004 DUPHORN, K.; KLIEWE, H.; NIEDERMEYER, R.-O.; JANKE, W.; WERNER, F.: Sammlung geologischer Führer 88: Die deutsche Ostseeküste.- Gebrüder Borntraeger, Berlin – Stuttgart 1995 EWE, H.; OEHLER, H.: Rügen.- VEB Tourist Verlag, Berlin – Leipzig 1979 HENNINGSEN, D.; KATZUNG, G.: Einführung in die Geologie Deutschlands.- 6., überarb. Aufl.. – Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg – Berlin 2002 HUPFER, P.: Die Ostsee – kleines Meer mit großen Problemen.- 1. Aufl., BSB B. G. Teubner Verlagsgesellschaft, Leipzig 1978 KELLETAT, D.: Physische Geographie der Meere und Küsten.- B. G. Teubner, Stuttgart 1989 MÖBUS, G.: Wie Hiddensee zur Insel wurde – Aus der geologischen Vergangenheit und Gegenwart.- Thomas Helms Verlag, Schwerin 2001 NESTLER, H.: Die Fossilien der Rügener Schreibkreide.- 2. Aufl., A. Ziemsen, Wittenberg 1982 SCHELLNHUBER, H.-J.; STERR, H. (Hrsg.): Klimaänderung und Küste – Einblick ins Treibhaus.- Springer-Verlag, Berlin – Heidelberg 1993 SCHMIDT-THOMÉ, P.: Sammlung geologischer Führer 82: Helgoland – Seine Dünen-Insel, die umgebenden Klippen und Meeresgründe.- Gebrüder Borntraeger, Berlin – Stuttgart 1987 SCHULZ, W.: Streifzüge durch die Geologie des Landes Mecklenburg-Vorpommern.- 1. Aufl., cw Verlagsgruppe, Schwerin 1998 SEMMEL, A.: Geomorphologie der Bundesrepublik Deutschland.- 5., überarb. Aufl., Franz Steiner Verlag, Stuttgart 1996 SINDOWSKI, K.-H.: Sammlung geologischer Führer 66: Zwischen Jadebusen und Unterelbe.- Gebrüder Borntraeger, Berlin – Stuttgart 1979 STREIF, H.: Nordsee und Küstenlandschaft – Beispiel einer dynamischen Landschaftsentwicklung.- Akad. Geowiss., Hannover, Veröffentl., 20 (2002): 134-149 STREIF, H.: Sammlung geologischer Führer 57: Das ostfriesische Küstengebiet – Nordsee, Inseln, Watten, Marschen.- 2. Aufl., Gebrüder Borntraeger, Berlin – Stuttgart 1990 THOME, K. N.: Einführung in das Quartär. Das Zeitalter der Gletscher.- Springer-Verlag, Berlin – Heidelberg 1998 WURLITZER, B.: Ostseeküste Mecklenburg-Vorpommern: Reiseführer mit Insider-Tips.- 1. Aufl., Mairs Geographischer Verlag, 1993 ZIEGLER, B.: Einführung in die Paläobiologie Teil 1: Allgemeine Paläontologie.- 5. Aufl., E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 1992 ZWOCH, I.: Die Salzwiese. Neptuns Vorgarten.- 6. Aufl., Nationalparkverwaltung Niedersächsisches Wattenmeer, Wilhelmshaven 2003 Unterlagensammlung der Ostsee-/Nordsee-Exkursion.- TU Bergakademie Freiberg (Dieser Text ist am 01.01.2005 auf der alten Version von geoberg.de erschienen und wurde übernommen.)

Tags: Bernstein, Darß, Fischland, Geologie, Helgoland, Hiddensee, Küstengeologie, Mecklenburg-Vorpommern, Meer, Moore, Niedersachsen, Norddeutschland, Nordsee, Ostsee, Rügen, Usedom

Dieser Eintrag wurde am Freitag, 11. Juni 2010 um 16:31 Uhr in der Kategorie Geologie Deutschland veröffentlicht. Mit dem RSS 2.0 Feed kannst du den Antworten zu diesem Artikel folgen. Beides, Kommentare und Pings sind zurzeit geschlossen.