See discussions, stats, and author profiles for this publication at: https://www.researchgate.net/publication/235324611 Beobachtungen zur Vorstranddynamik und zum Küstenschutz sowie zum Sturmereignis vom 3./4.11.1995 auf den Vorstrand vor dem Streckelsberg/Usedom. ARTICLE · JANUARY 1996 CITATIONS 6 READS 37 4 AUTHORS, INCLUDING: Klaus Schwarzer Christian-Albrechts-Universität zu Kiel 118 PUBLICATIONS 484 CITATIONS SEE PROFILE Klaus Ricklefs Christian-Albrechts-Universität zu Kiel 26 PUBLICATIONS 84 CITATIONS SEE PROFILE Available from: Klaus Schwarzer Retrieved on: 02 February 2016
Küstenschutz sowie zum Sturmereignis vom 3.14.1 1.1 995 vor dem StreckelsberglUsedom
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KLAUS SCHWARZER, KLAUS RICKLEFS, WALTER SCHUMACHER & ROLAND ATZLER
SCHWARZER, KLAUS; RICKLEFS, KLAUS, SCHUMACHER, WALTER, & ATZLER, ROLAND; 1996: Beobachtungen zur Vorstranddynamik und zum Küstenschutz sowie zum Sturmereignis vom 3.14.1 1.1 995 vor dem Streckels- berglusedom (Observations on nearshore dynamics, shore protection and impact of the storm event from 314.11.1995 on the Streckelsberg foreshore, Usedom Island).- Meyniana, 48: 49-68, 4 figs., 1 tab., 6 pls., Kiel.
Seite 49-68
A seawall was constructed in 1897 along the steep coast of Streckelsberg, Usedom lsland to stop the cliff retreat. It was destroyed several times by storm induced sea floods, reconstructed and gradually extended to a length of 450 m. After the severe storm event of 712.3.1949, no more repair work was implemented. The ruins were no longer capable of preventing further erosion of the Streckelsberg cliff. A new protective structure became a necessity against ongoing erosion, and to check the lowering of the abrasion platform. The construction of three breakwaters began in 1995. A severe storm occurred on 314.1 1.1 995 before their completion.
Coastal bottom sediment mapping using a sidescan-sonar carried out two days later showed that a channel system down to a depth of 1.5 m was cut into the sand layer covering the sea floor on both sides of the Koserow Bank. The bottom of these channels was paved with gravel and boulders. This layer was encountered in the whole surveyed area below a mobile sand layer. Discharged bodies of fine sand half a meter high and erosional cavities several m2 in diameter around boulders led to the conclusion that an intensive sediment movement down to a depth of 11 m had taken place during the storm. A storm related direction of sediment discharge could not be identified. The existing section of the breakwaters withstood the severe storm.
Abb" Tab" 6 Taf.
Dr. K. SCHWARZER, Geologisch-Paläontologisches Institut und Museum der Christian-Albrechts-Universität zu Kiel, Olshausenstraße 40, D-241 18 Kiel.
Dr. K. RICKLEFS, Forschungs- und Technologiezentrum Westküste der Christi- an-Albrechts-Universität zu Kiel, Hafentörn, D-25761 Büsum.
Dr. W. SCHUMACHER, Institut für Geologie der Ernst-Moritz-Arndt Universität Greifswald, Friedrich-Ludwig-Jahnstraße 17a, D-1 7489 Greifswald.
Dr. R. ATZLER, Nautik GmbH Keppler + Vitt, Limburgstraße 4, 0-79361 Sasbach am Rhein.
Kiel, (Aug.) 1996
Kurzfassung
Eine 1897 vor dem Steilküstenabschnitt Streckelsberg/Usedom zum Schutz vor weiterem Küstenrückgang errichtete steinerne Uferschutzmauer wurde bei Sturmfluten mehrfach zerstört, immer wieder erneuert und dabei bis auf eine Länge von 450 m erweitert. Nach den durch das Sturmereignis vom 1.12.3.1949 hervorgerufenen Zerstörungen fanden keine weiteren Instandset- zungsarbeiten mehr statt. Der fortschreitende Verfall der Mauer sowie eine kontinuierliche Tieferlegung der Schorre durch Abrasion machten es erforderlich, den Bereich des Streckelsberges neuerlich vor weiterem Küstenabbruch zu schützen. Zu diesem Zweck wurde 1995 mit dem Bau von drei küstenparallelen Wellenbrechern begonnen. Noch während der Bauphase kam es am 3.14.1 1 .I995 zu einem sehr schweren Sturmhochwasser.
Eine bereits zwei Tage danach mit Hilfe eines Seitensicht Sonars vor dem Streckelsberg durchgeführte sedimentologische Kartierung führte zu folgenden Ergebnissen:
- In die Sandbedeckung des Seegrundes ist beiderseits der Koserowbank ein Rinnensystem bis zu 1,5 m Tiefe eingeschnitten. Der Rinnenboden wird von einem Kies- und Steinpflaster gebildet, das sich im gesamten Untersuchungsraum unter der Sandbedeckung fortsetzt.
- Bis zu einem halben Meter hohe Schüttungskörper aus Feinsand und mehrere m2 große Kolke um größere Steine deuten auf eine durch das Sturmereignis hervorgerufene, intensive Sedimentbewegung bis in mindestens 11 m Wassertiefe hin. Eine bevorzugte Schüttungsrichtung ist nicht feststellbar.
- Die bereits bestehenden Wellenbrecher haben im Unterwasserbereich dem Sturmhochwasser standgehalten.
Einleitung
Die Außenküste Usedoms unterliegt seit Jahrhunderten intensiven Küstenaus- gleichsprozessen. Einem Rückgang der Mittelteile der Insel um Ca. 80-90 m1100 Jahre steht ein Anwachsen des NW- und SE-Endes (Peenemünder- und Swinemünder Haken) gegenüber. Hierdurch sind seit der Litorinazeit die flächenhaften Anlandungen (Peenemünder- und Swinemünder Haken) größer als die Landverluste (MINISTERIUM FÜR BAU, LANDESENTWICKLUNG UND UMWELT MECKLENBURG-VORPOMMERN 1995).
Vor dem Ca. 60 m hohen und überwiegend aus weichselzeitlichen Schmelzwassersanden aufgebauten Streckelsberg (Abb. 1, 3) wird dem Ab- bruchverhalten und der Verteilung der Sedimente im Vorstrandbereich seit fast zwei Jahrhunderten besondere Bedeutung beigemessen, da man in ihm eine der wesentlichen Ursachen für das Versanden der Swinemünder Hafeneinfahrt sah (TIMM 1960). Wollte man 1827 durch gezielte Ufersicherungsmaßnahmen primär den Sedimenteintrag stoppen, so versucht man heute aus Küstenschutz- gründen eine weitere, landwärtige Verschiebung der Küstenlinie zu verhindern. Ursprünglich wurden Bepflanzungen u7d Pfahlwerke als Uferschutzelemente eingesetzt, bevor in dem Zeitraum von 7895 bis 1897 die Errichtung einer zunächst 320 m langen Uferschutzmauer aus Stein erfolgte, die 1914115 auf 450 m Länge erweitert wurde. Seither wird hier dem Küstenvorfeld über eine Strecke von 450 m nahezu kein Sediment im Quertransport (Küstenabbruch) mehr zugeführt. Die häufige Zerstörung dieses Bauwerkes bei Sturmereignissen (Taf. 1, 2) sowie die verstärkte Ausräumung des unmittelbar vorgelagerten
Abb. 1 : ~bers~chtskarte
Küstenvorfeldes gaben seit längerem Anlaß, über alternative Küstenschutz- maßnahmen nachzudenken.
Vor dem Hintergrund planungs- und baubegleitender Untersuchungen zu derartigen MaOnahmen erfolgten im Rahmen einer Zusammenarbeit des Geologischen Institutes der Universität Greifswald (GIG), des Geologisch- Paläontologischen Institutes der Universität Kiel (GPI) und des Forschungs- und Technologiezentrums Westküste der Universität Kiel (FTZ) seit 1994 erstmals flächendeckende sedimentologische Untersuchungen zum Erkennen der Trans- portwege und der Sedimentverteilung vor dem Streckelsberg.
Mit dem Bau von drei küstenparallelen Wellenbrechern wurde 1995 begon- nen. Sie liegen in ca. 200 m Uferentfernung, haben von West nach Ost eine Länge von 170 m, 190 m und 170 m bei jeweils 60 m Lückenbreite und sind in Wassertiefen von -5,50 m bis -4,50 m NN gegründet (vgl. KOHLHASE & FRÖHLE 1995). Das sehr schwere Sturmhochwasser vom 3.14.1 1.1 995 stellte eine erste Bewährungsprobe für die in Teilen bereits fertiggestellten Wellenbre- cher dar und eröffnete die Möglichkeit, die Wirkungen des Bauwerkes auf den angrenzenden Seegrund zu untersuchen. Wir danken dem Staatlichen Amt fur Umwelt und Natur Rostock (StAUN) fur die Anregung und die finanzielle Unterstutzung fur diese Untersuchungen Herr Dr F WERNER stand mit seiner
Tafel 1: Die teilweise zerstörte Streckelsbergmauer (Aufnahme vom Okt. 1994). Blick von Südost nach Nordwest. In der rechten Bildhälfte ist die Schallquelle des Boomers zu erkennen.
Tafel 2: Die Streckelsbergmauer in nahezu ihrer gesamten Länge von 450 m. Im mittleren Teil ist deutlich die wieder einsetzende Erosion vor dem zerstörten Mauerbereich zu erkennen. Blickrichtung Südost.
Erfahrung bei Fragen hinsichtlich der Seitensichtsonar Auswertung zur Verfügung. Die kritische Durchsicht des Manuskriptes übernahmen freundlicherweise die Herren Dr. B. GURWELL, Prof. Dr. K. STATTEGGER und Dr. D. WEISS.
Rahmenbedingungen
Geologisch-geomorphologische Ausgangssituation
Basierend auf zumeist landgestützten Untersuchungen ist der bisherige Kenntnisstand zur großräumigen geologisch/geomorphologischen Entwicklung des Arbeitsgebietes ausführlich bei WERNICKE (1930), GROBA (1959), KLIEWE (1960), TIMM (1960), GURWELL (1979, 1988) und DUPHORN et al. (1 995) dargelegt. Detaillierte geologisch/sedimentologische Untersuchungen aus dem näheren Seebereich vor dem Streckelsberg liegen bisher jedoch nur in spärlichem Umfang vor.
Die Ergebnisse von 24 Bohrungen, die in einem Abstand von jeweils 50 m im Küstenvorfeld (Bohransatzpunkt -1,50 bis -2,OO m NN) parallel der Uferlinie abgeteuft wurden (SCHULZ & AHRENS 1987) sowie weitere Literaturdaten (S.O.), aus denen hier nur ansatzweise berichtet werden kann, lassen davon ausgehen, daß im Bereich des Streckelsberges weichselspätglazialer Geschie- bemergel (dmu, Mecklenburger Stadium, Nordrügen-Ostusedomer Staffel) generell unterhalb -10 m NN ansteht, an einigen Stellen jedoch bis an die Oberfläche hinaufreicht (TIMM 1960). RUCHHOLZ (1979) nimmt für die Bereiche Usedoms und Rügens an, daß die Geschiebemergeloberfläche von Deformationen, sogenannten Geschiebemergelaufragungen, geprägt ist. SCHULZ (1959) spricht dagegen von eisbedingten Stauch- und Schuppenkom- plexen.
Der dmu wird von 40-50 m mächtigen Schmelzwasserablagerungen überla- gert, denen im Hangenden lückenhaft eine 2-3 m mächtige Schicht sandigen Mergels (dmo, Ostrügenstaffel) aufliegt (TIMM 1960). Diese Schmelzwassersan- de bauen in erster Linie den Streckelsberg auf. Zusätzliche, unregelmäßig in den Schmelzwassersanden „schwimmendeM, Geschiebemergelschollen werden als Relikte von Schuppenstrukturen des dmu gedeutet. Die gesamte pleistozäne Abfolge wird von Kliffranddünen überlagert.
Die dem Streckelsberg vorgelagerte, bis zu 6 m über den angrenzenden Meeresboden aufragende Koserowbank stellt ebenso wie die weiter nordwest- lich gelegene Vinetabank (Abb.1) den Rest eines Stauchendmoränenbogens dar (KLIEWE 1960). MÜLLER et al. (1995) hingegen interpretieren die Glazialmorphologie Usedoms als Eiszerfallslandschaft. Beiden Flachs lag ehemals eine schützende Decke aus größeren Steinen auf, die im vergangenen Jahrhundert gezangt und zum Molenbau beim Swinemünder Hafen verwendet wurden. Seitdem sind diese Bereiche verstärkter Erosion ausgesetzt. Nach historischen Berichten, sollen diese Bänke noch im 16. Jahrhundert das Meeresniveau überragt - und im 18. Jahrhundert nur wenige Dezimeter unter
NN gelegen haben (GURWELL 1979). Heute reichen die Hochlagen gerade auf -4 m NN hinauf (Abb. 3).
TlMM (1 960) führte eine weiträumige, sich über die Koserow- und Vinetabank erstreckende Beprobung unterstützt durch ein weitmaschiges Sondierurigsraster (Abstand von 0,5 sm) durch und bezog zusätzlich Tauchbeobachtungen von GROBA (1959) mit ein. Er stellt einen engräumigen Fazieswechsel holozäner und pleistozäner Oberflächensedimente fest. Den Seegrund stuft er als einen durch Wellen und Strömungen leicht zerstörbaren Untergrund ein.
Die Untersuchungen von TlMM (1960) ergaben weiterhin, daß der Seegrund vor dem Streckelsberg im Bereich von der Uferschutzmauer bis in 200 m Uferentfernung zwischen 1914 und 1959 durch Abrasion um bis zu 1,5 m tiefergelegt worden ist. Für den Zeitraum von 1937-1 959 ermitteln GOMOLKA & OPFERMANN (1993) für diesen Abschnitt eine mittlere Vertiefung von 2,6 cm1Jahr. Betrachtungen des Zeitraumes 1960-1992 zeigen eine Reduktion dieser Abrasionsrate auf 1,l cmlJahr. Aus Kartenvergleichen ergibt sich weiterhin, daß seit 1937 im Nahbereich der Streckelsbergmauer (seewärtige Entfernung bis zu 200 m) lokal Vertiefungen bis in den Meterbereich aufgetreten sind.
Hydrologische und meteorologische Situation
Die Schwere eines Hochwassers wird nach dem Scheitelwasserstand bemessen. Das am 3.14.1 1.1995 eingetretene Hochwasserereignis ist auf der Basis der Wasserstandsdaten des Pegels Koserow, soweit sie bis zum Ausfall der Meßeinrichtung aufgezeichnet wurden (+ 1,79 m NN), gemäß genormter Definition als sehr schweres Hochwasser einzustufen. Die Eintrittswahrschein- lichkeit für ein solches Ereignis beträgt weniger als 1 mal in 20 Jahren (MINISTERIUM FÜR BAU, LANDESENTWICKLUNG UND UMWELT MECK- LENBURG-VORPOMMERN 1995). In Tab. 1 sind die Wasserstandsverhältnisse für verschiedene Orte entlang der deutschen Ostseeküste für Sturmhochwässer seit dem höchsten registrierten Wasserstand von 1872 zusammengestellt. Für den Pegel Greifswald zeigt die Abb. 2 den Wasserstandsverlauf für verschiede- ne Hochwasserereignisse.
Strömungs- und Wellenmessungen, aus denen sich resultierende Trans- portrichtungen ableiten lassen, werden seit Mai 1994 an der Brücke Koserow, aufgezeichnet. Im Verlauf des Sturmereignisses wurden bis zum Ausfall der Meßeinrichtung stündliche Mittelwerte der küstenparallelen Brandungsströme bis zu 90 cmls gemessen. Über 6 Std. herrschten nach Südost gerichtete Strömungen zwischen 50 bis 90 cm/s vor (BIERMANN & WElSS 1996).
Alle weiteren Angaben zur hydrologischen Situation im Küstenvorfeld des Streckelsberges beruhen entweder allein auf Windmessungen, aus Seegangs- vorhersagemodellen (SCHÖNFELDT 1992, Seegangsvorhersagemodell HYPAS der GKSS, KOHLHASE & FRÖHLE 1995) oder auf Schlußfogerungen, wie sie
Abb. 2: Wind- und Wasserstandsverlauf während des Sturmereignisses vom 3.14.11.1995 im Vergleich zu älteren Ereignissen (Quelle StAUN Rostock, BIERMANN & WElSS 1996)
sich aus Beobachtungen von Akkumulat~ons- und Erosionserscheinungen ableiten lassen, die wiederum bestimmten Wetterlagen zugeordnet werden können.
Auf der Basis von Winddaten (1 958-1 977, Station Heringsdorf/Swinoujscie) berechnet GURWELL (1979) die Energiebelastung der Außenküste Usedoms. Danach ist hier die skalare Energiesumme um den Faktor 2,5 geringer als im Bereich Dornbusch (Hiddensee) oder Arkona (Rügen). Ein Winkel der Energie- resultierenden von nahezu 90" zum Küstenverlauf schließt für die Außenküste Usedoms eine bevorzugte Richtung des küstenparallelen Transportes aus. Daß von 40 Mio. m3, die seit 1693 an dieser Außenküste erodiert wurden, 12 Mio m3 an das nordwestliche Ende zum Aufbau des Peenemünder Hakens und 14 Mio m3 an das südöstliche Ende zum Aufbau des Swinemünder Hakens gelangten,
Tab.1: Schwere und sehr schwere Sturmfluten an der deutschen Ostseeküste seit 1872 (Wasserstände 1,50 m ü. NN am Pegel Wismar, erweitert nach: KOLP 1955; MINISTERIUM FÜR BAU, LANDESENTWICKLUNG UND UMWELT MECKLENBURG- VORPOMMERN 1995; MINISTER FÜR ERNÄHRUNG, LANDWIRTSCHAFT, FORSTEN UND FISCHEREI DES LANDES SCHLESWIG HOLSTEIN 1990).
* letzer Meßwert (Tendenz steigend) vor Ausfall der Station
unterstützt diese Aussage (GURWELL 1988). GOMOLKA & OPFERMANN (1993) gehen ebenfalls davon aus, daß das Sediment aus dem Bereich Streckelsberg gleichermaßen küstenparallel in beide Richtungen verteilt wird und sich somit auch hier keine langfristig vorherrschende Transportrichtung einstellt.
Methoden
Für die sedimentologischen Untersuchungen wurde das Forschungsboot ,,SESTONn der AG Küstengeologie des FTZ Büsum eingesetzt. Die Erfassung der bathymetrischen Verhältnisse erfolgte durch Echolotung, wobei die Positi- onsdaten mit Hilfe differentieller GPS-Ortung ermittelt wurden. Zur flächenhaften
Erkundung des Seegrundes wurde ein Zwei-Frequenz (100 kHz und 500 kHz) Seitensichtsonar (Typ 595 der Firma KLEIN) eingesetzt. Die dynamische Stabilisierung der Sende- und Empfangseinheit beim Schleppen erfolgte mittels eines am Sonarfisch befestigten, 2,5 m langen Auftriebskörpers und eines 90 kg Vorlaufgewichtes. Dieses bewirkt eine weitgehende Entkoppelung des Sonar- fisches von den Seegangsbewegungen (HIEKE et al. 1994). Um bei den Aufnahmen eine möglichst hohe Auflösung zu erhalten, wurde je Kanal eine Aufzeichnungsbreite von nur 50 m gewählt. Eine Schiffsgeschwindigkeit um 3 Knoten bewirkt eine Überhöhung mit entsprechender Winkelverzerrung und macht eine Korrektur der Längen-IBreitenverhältnisses erforderlich (vgl. Maßstabsangaben auf Taf. 3-6). Die Überprüfung der Seitensichtsonar Aufnah- men wurde an markanten Positionen mit einer Unterwasservideokamera durchgeführt. Sedimententnahmen erfolgten mit einem leichten van Veen Greifer. Einblicke in den tieferen Untergrund lieferten Boomeraufzeichnungen (Gerät GEOPULSE der Firma Ocean Research Equipment, Frequenzbereich 500 Hz bis 10 kHz; vgl. ATZLER 1995).
Ergebnisse
Das etwa vier km2große Untersuchungsgebiet wird durch die Koserowbank in einen südöstlichen und einen nordwestlichen Teil getrennt. Die -2 m und -4 m lsobathen verlaufen entlang der gesamten Außenküste Usedomes nahezu parallel zur Küstenlinie. Die 6 m Isobathe, die in weiten Bereichen der Uferlinie in ca. 500 m Entfernung folgt, bezieht demgegenüber vor dem Streckelsberg weite Gebiete der in Teilbereichen bis auf -4 m NN aufragenden Koserow-Bank mit ein und biegt hier bis zu einer Uferentfernung von 2,5 km aus (Abb. 1, 3). Unmittelbar an den Flanken der Streckelsbergmauer kommt es zu einem Zurückschneiden des Vorstrandes. Die 6 m Isobathe rückt bis auf lediglich 300 m an das Ufer heran. Vor der Uferschutzmauer selbst fällt der Seegrund mit einer Neigung von 1:20 bis 1:50 steil ab. Bereits in 200 m Entfernung wird eine Wassertiefe von -5 m NN erreicht (NW-Flanke des Streckelsberges). Mit zunehmender Entfernung von der Mauer verflacht die Vorstrandneigung und es setzt jeweils ein dem Ufer vorgelagertes Sandriff ein.
Seewärts der -6 m und -7 m lsobathen ist ein deutlich geringeres Gefälle des Seegrundes zu beobachten. Somit ergibt sich allein schon aufgrund der Bathymetrie des Küstenvorfeldes eine klare Trennung zwischen ufernaher Sandriffzone und dem flach geneigten, vorgelagerten Seegrund.
Langgezogene Einbuchtungen laufen sowohl von NW als auch von ESE in spitzem Winkel auf den Streckelsberg zu (vgl. Abb. 3, Achsen C und d). Im nordwestlichen Teilbereich reicht diese Einbuchtung (Achse C) bis auf Ca. 100 m Entfernung an das Wellenbrecher-Bauwerk heran. Zudem zieht in diesem Küstenabschnitt eine kleine Rinne (a) mit einer Breite von ca. 10 - 15 m von Land aus an der Flanke des Wellenbrechers vorbei seewärts. Im südöstlichen Teilgebiet bleibt eine derartige Rinne (b) an der Wellenbrecherflanke auf den
Rechtswert Abb. 3: Bathymetrische Karte, erstellt aus den Aufnahmen V. 7.-9.11.1995 (Beschickung über den
Pegel Ruden).
inneren Vorstrand beschränkt. Zwischen den einzelnen Wellenbrechern selbst zeigt die Bathymetrie leichte, landseits gerichtete Einbuchtungen (e, f).
Eine auf der Basis der Seitensichtsonar Aufnahmen erstellte Sedimentbe- deckungskarte ist in 4 Faziestypen untergliedert (Abb. 4). Als Sandflächen sind
diejenigen Areale ausgewiesen, die eine Sandbedeckung von mindestens einem halben Meter Mächtigkeit aufweisen, und deren Oberflächenstrukturen keinen Hinweis auf Kies- oder Steine liefern. In gleicher Weise prägen Kies- und Steinflächen das Kartenbild. Abschnitte, die sich in den Seitensichtsonar Aufzeichnungen dadurch auszeichnen, daß neben einer dominierenden Sand- bedeckung eine Vielzahl von Steinen verschiedenen Durchmessers zu erken- nen sind, werden einem dritten Faziestyp zugeordnet. Bereiche mit einer fleckenhaft ,,diffusen Rückstreuung" werden als Sandflächen mit Seegras interpretiert. Sie bilden die vierte Faziesgruppe.
Die sedimentologische Karte (Abb. 4) zeichnet die morphologischen Gege- benheiten nach. Die seewärtigen Begrenzungen von Seegrasvorkommen und Sandriffzone fallen zusammen. Ihre maximale Uferentfernung erreicht 400 m zwischen dem Streckelsberg und der Brücke Koserow (Abb. 4). Sandflächen mit durchspießenden Steinen konzentrieren sich ebenfalls, mit einer kleinen Ausnahme, am nordwestlichen Rand des Untersuchungsgebietes, im wesentli- chen ufernah. Sie grenzen einerseits seewärts bzw. lateral an die Seegraszone, bilden aber andererseits auch einen größeren eigenständigen Bereich vor den beiden westlichen Wellenbrechern. Diese Zone dehnt sich hier bis zu 600 m Uferentfernung aus.
Überwiegend nordwestlich der Koserow Bank und seewärts der 6 m Isobathe zeigen N-S-orientierte Seitensichtsonar-Profile häufig NE-SW verlaufende Zonen gröberen Sedimentes (Kies und Steine) in einer im wesentlichen aus Sand bestehenden Bodenbedeckung (Tafel 3). Diese als Restsedimentflächen interpretierten Ablagerungen haben selten das gleiche Höhenniveau wie ihre Umgebung, sondern treten zum Teil als leichte Erhebungen, meist aber als bis zu 1,5 m tiefe Depressionen hervor. Höhergelegene Restsedimentflächen befinden sich primär im Bereich der Koserow Bank oder treten über diapirartig aufragendem Geschiebemergel (Tafel 5) auf.
Aus den Echolotmessungen und Seitensichtsonar Aufzeichnungen wird deutlich, daß sich die eingetieften Restsedimentflächen zu spitzwinkling zur Küste verlaufenden Rinnen verbinden lassen (Abb. 4). Die küstennächste Rinne zeigt dabei durchgehend eine Tiefe von ca. -7 m NN. Sie verläuft entlang des seewärtigen Riffhanges und grenzt die Riffzone von dem vorgelagerten Seegrund deutlich ab. Die mittlere Rinne zeigt dagegen im nordwestlichen Teil keine einheitliche Basis, wohingegen die der am weitesten seewärts liegende Rinne (Abb. 4) bei -8 m NN zu finden ist.
Die Sonaraufnahmen zeigen weiterhin, daß die Übergänge von Sandflächen zu Restsedimentflächen in den höher gelegenen Bereichen morphologisch eher sanft sind. Bei den Übergängen von Sandflächen zu Rinnen weisen dagegen helle Schattenzonen der Sonarbilder auf zum Teil steile Kanten hin. Diese können, wie beim Beispiel von Tafel 3, als erosive Erscheinungen gedeutet werden, oder es kann sich, wie es an anderen Stellen der Fall war, auch um die
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Flanken von Schüttungskörpern handeln. Eine übergreifende, räumliche Orien- tierung derartiger Schattenzonnen ist aber nicht zu erkennen.
Im Durchmesser mehrere Meter große, nahezu kreisrunde Kolke bilden sich um größere Steine ab. Sie treten großflächig ab etwa 100 m Entfernung seewärts der Wellenbrecher auf (Tafel 4, 5). Am Kolkboden liegen Restsedimen- te; weiße akustische Schattenzonen deuten auf steilkantige Kolkränder hin (FISH & CARR 1990). Die intensiven Kolkungen treten mindestens bis zu Wassertiefen von -1 1 m NN auf. Nicht immer sind sie bis auf die Restsediment- fläche ausgeräumt, sondern teilweise zeigen sich ausgeprägte rundliche Flächen von mehreren Metern Durchmesser, die ein hohes Rückstreuungsver- mögen aufweisen und damit auf gröberes, dicht unter der Sedimentoberfläche liegendes Material hindeuten.
Schüttungskörper aus Feinsand über Grobsand oder Restsedimentflächen befinden sich unterhalb -6 m NN über das gesamte Untersuchungsgebiet verteilt. Einheitliche Schüttungsrichtungen treten jedoch nicht auf. Die Oszillati- onsrippeln zeigen immer ein NW-SE Streichen und weisen damit auf eine Wellenanlaufrichtung aus NE hin (Tafel 6).
Zwischen Uferlinie und Wellenbrecher auftretende, in Streichrichtung der Koserowbank verlaufende kleinere Restsedimentstreifen (Abb. 4) sind, wie bereits TlMM (1960) und GOMOLKA & OPFERMANN (1993) vermuten, mit Geschiebemergelaufragungen aus dem Untergrund korrelierbar. Boomeraufnah- men zeigen als auffallendste Strukturen solche, bis fast an die Meeresboden- oberfläche steil aufragende Reflektoren.
Diskussion
Extreme Sturmereignisse wie das vom 3./4.11.95 können an sandigen Küsten dazu führen, daß ein aus Lockermaterial bestehendes Vorstrandrelief bei gleichzeitiger seewärtiger Verlagerung des Sedimentes eingeebnet wird (LIPPMANN et al. 1993). Je weniger ausgeprägt ein aus mehreren küstenparal- lelen Einzelriffen bestehendes Sandriffsystem ist, umso intensiver ist bei entsprechender Wellenbelastung (GURWELL 1979) ein küstennormaler Sedi- menttransport. Im bearbeiteten Untersuchungsraum wird die ufernahe Locker- materialauflage dabei in ihret Mächtigkeit soweit reduziert, daß eine unterlagern- de Restsedimentschicht in Kolkfenstern zu beobachten ist. Die Vielzahl der Kolke um größere Steine bis hinab zu Wassertiefen von -11 m NN und ihre Verbreitung über das gesamte Arbeitsgebiet zeigen an, daß von einer geschlossenen Restsedimentdecke im Liegenden der Sandauflage ausgegan- gen werden kann, eine Situation, wie sie auch aus Bereichen der Kieler Bucht bekannt ist (WERNER et al. 1976). Diese Aussage wird durch die Boomer-Auf- Zeichnungen gestützt.
Die zahlreichen, bis auf die Restsedimentfläche hinabreichenden Kolke zeigen an, daß im Untersuchungsgebiet, unter den Bedingungen des vorange-
gangenen Sturmereignisses, die kritische Wassertiefe, d.h. dort wo der Übergang von Sedimentation zu Abrasion erfolgt, bei ca. -1 1 m NN liegt.
Die Boomeraufzeichnungen zeigen weiterhin, daß im Liegenden der Restsedi- mente mit hoher Wahrscheinlichkeit dicht gepackte, parallgeschichtete Schmelzwassersande anstehen. Ausgeprägte Schrägschichtungen mit deutli- chen Materialunterschieden konnten nicht beobachtet werden. Die durchziehen- de schützende Restsedimentdecke bewirkt, daß diese Schmelzwassersande von rezenten marinen Prozessen weitgehend unbeeinflußt bleiben.
Drei Lieferbereiche können für die Herkunft der Restsedimentdecke einge- grenzt werden. Nach SCHULZ & AHRENS (1987) ist eine deutliche Zunahme des Vorkommens von oberem Geschiebemergel nordwestlich des Streckelsber- ges zu erkennen. Er kann westlich des Streckelsberges teilweise das gesamte Kliff aufbauen und erreicht dann Mächtigkeiten bis zu 10 m. Im Bereich des Streckelsberges selbst tritt der obere Geschiebemergel nur fleckenhaft auf. Bei Zurückschneidung des Kliffs können die heute am Meeresboden vorzufindenden Kies- und Steinhorizonte als Relikte dieses oberen Geschiebemergels angese- hen werden. Ein zweites Liefergebiet sind aufgearbeitete, in den Schmelzwas- sersanden ,,schwimmende" Schuppen des dmu. Gröbere Lagen des Schmelzwassersandes selbst bilden das dritte Liefergebiet (TIMM 1960).
Dort, wo eine Konzentration der Rinnen auf das nordwestliche Mauerende hinweist, liegt nach Kartenvergleichen von TIMM (1960) und GOMOLKA & OPFERMANN (1993) der Bereich, in dem die Schorre in der jüngeren Vergangenheit die höchsten Abrasionsraten aufweist. Timm kommt zu Werten bis zu 120 cm für den Zeitraum von 1937-1959, für den Zeitraum 1959160-1 992 ermitteln GOMOLKA & OPFERMANN (1993) Werte bis zu 90 cm. Bei der seewärtigen Verlagerung von Sediment kann diesen Rinnen eine wesentliche Bedeutung als Transportbahn zukommen. Es ist sehr wahrscheinlich, daß die ausgeprägten Kanten an den Rinnenrändern durch seewärts gerichtete Strö- mungen in den Rinnen verursacht werden. Indirekt wurde dies während der Profilfahrten bestätigt, da bei dem Kreuzen der Rinnen aufgrund schräg zur Küsten verlaufender Strömungen immer ein Gegensteuern notwendig war. Eine Anlehnung der Reliktsedimentstreifen an ein vorgeprägtes Relief kann nicht belegt werden.
Literatur ATZLER, R. (1995): Der pleistozäne Untergrund der Kieler Bucht und angrenzender Gebiete nach
reflexionsseismischen Messungen.- Ber.-Rep., Geol.-Paläont. Inst. Univ. Kiel, 70, 116 S.
BIERMANN, S. & WEISS, D. (1996): Sturmfluten -Angriff und Gefahr für die Küste.- In REDIK, M. & SCHADE, A.: Dokumentation des Sturmhochwassers vom 3.14. November 1995 an den Küsten Mecklenburgs und Vorpommerns.- 88S., Rügen-Verlag, Putbus.
DUPHORN, K., KLIEWE, H., NIEDERMEYER, R.-O., JANKE, W. & WERNER, F. (1995): Die deutsche 0stseeküste.- Sammlung Geologischer Führer 88, 281 S., Bornträger, Stuttgart.
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