Erforschung der FFH-Lebensraumtypen Sandbank und Riff in ... · Abschlussbericht Erforschung der...

Abschlussbericht

Erforschung der FFH-Lebensraumtypen Sandbank und

Riff in der AWZ der deutschen Nord- und Ostsee

FKZ-Nr. 802 85 270

Institut für Geowissenschaften

Christian-Albrechts-Universität, Kiel

Klaus Schwarzer und Markus Diesing

Kiel, Mai 2006

Gefördert durch das Bundesamt für Naturschutz mit Mitteln des Bundesministeriums für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit

Abschlussbericht

Erforschung der FFH-Lebensraumtypen Sandbank und

Riff in der AWZ der deutschen Nord- und Ostsee

FKZ-Nr. 802 85 270

Institut für Geowissenschaften

Christian-Albrechts-Universität, Kiel

Klaus Schwarzer und Markus Diesing

Kiel, Mai 2006

______________________ ______________________

Dr. Klaus Schwarzer Dr. Markus Diesing

Anmerkung: Dieser Bericht ist vom Institut für Geowissenschaften der Universität Kiel im Auftrag des Bundesamtes für Naturschutz mit Mitteln des Bundesministers für Umwelt, Na-turschutz und Reaktorsicherheit im Rahmen des FuE Vorhabens „Erforschung der FFH-Lebensraumtypen Sandbank und Riff in der AWZ der deutschen Nord- und Ost-see “ (FKZ-Nr. 802 85 270) erstellt worden. Die Verantwortung für den Inhalt liegt al-lein bei den Autoren. Der Eigentümer behält sich alle Rechte vor. Insbesondere darf dieser Bericht nur mit Zustimmung des Auftraggebers zitiert, ganz oder teilweise ver-vielfältigt bzw. Dritten zugänglich gemacht werden. Der Bericht gibt die Auffassung und die Meinung der Autoren wieder und muss nicht mit der Meinung des Auftragge-bers übereinstimmen. Kiel, den 17. Mai 2006

Institut für Geowissenschaften, Univ. Kiel

Inhalt

1 Einleitung _______________________________________________________________ 7 1.1 Zielsetzung _________________________________________________________________ 7 1.2 Definitionen ________________________________________________________________ 7 1.3 Untersuchungsgebiete ________________________________________________________ 9

2 Methodik _______________________________________________________________ 11 2.1 Messfahrten _______________________________________________________________ 11 2.2 Seitensicht-Sonar ___________________________________________________________ 16 2.3 Fächer-Echolot_____________________________________________________________ 20 2.4 Archivierung der hydroakustischen Daten ______________________________________ 21 2.5 UW-Videosystem ___________________________________________________________ 22 2.6 Backengreifer ______________________________________________________________ 22 2.7 Wissenschaftliche Taucharbeiten______________________________________________ 22 2.8 Trockensiebanalyse _________________________________________________________ 22

3 Geologische Rahmenbedingungen ___________________________________________ 24 3.1 Nordsee ___________________________________________________________________ 24

3.1.1 Abriss der geologischen Entwicklung in der Deutschen Bucht _____________________________ 24 3.1.2 Oberflächensedimente in der Deutschen Bucht _________________________________________ 25

3.2 Ostsee ____________________________________________________________________ 26 3.2.1 Abriss der geologischen Entwicklung in der südwestlichen Ostsee__________________________ 26 3.2.2 Oberflächensedimente in der südwestlichen Ostsee______________________________________ 27

4 Ergebnisse und Interpretation ______________________________________________ 29 4.1. Nordsee __________________________________________________________________ 29

4.1.1 Archiv- und Literaturdaten_________________________________________________________ 29 4.1.2 Neu erhobene Daten______________________________________________________________ 33 4.1.2.1 Oberflächensedimente___________________________________________________________ 33 4.1.2.2 Sedimentdynamik ______________________________________________________________ 41

4.2 Ostsee ____________________________________________________________________ 47 4.2.1 Archiv- und Literaturdaten_________________________________________________________ 47 4.2.2 Neu erhobene Daten______________________________________________________________ 48 4.2.2.1 Oberflächensedimente___________________________________________________________ 49 4.2.2.2 Sedimentdynamik ______________________________________________________________ 57

5 Zusammenfassung der Ergebnisse___________________________________________ 58

6 Literatur________________________________________________________________ 61

7 Kartenwerke_____________________________________________________________ 65

Anhang __________________________________________________________________ 67 Publikationen _______________________________________________________________________ 69 Karten _____________________________________________________________________________ 71

5


6


1 Einleitung

1.1 Zielsetzung Mit Schreiben vom 2. Mai 2002 und Erweiterung durch Schreiben vom 24. April 2003, 13.

April 2004 und 8. Dezember 2004 erteilte das Bundesamt für Naturschutz (BfN) der Christi-

an-Albrechts-Universität zu Kiel, vertreten durch das Institut für Geowissenschaften, den Auf-

trag zur „Erforschung der FFH1-Lebensraumtypen Sandbank und Riff in der AWZ2 der deut-

schen Nord- und Ostsee“.

Es ist das Ziel dieses Forschungsvorhabens, in vom BfN vorgegebenen Untersuchungs-

gebieten innerhalb der deutschen AWZ von Nord- und Ostsee die marinen FFH-Lebens-

raumtypen Sandbank und Riff (zur Begriffsklärung siehe unten) zu erfassen und zu kartieren.

Bereits vorhandene Sedimentkarten haben sich für die Differenzierung der genannten Le-

bensraumtypen als nicht ausreichend erwiesen. Daher soll neben einer Auswertung von Ar-

chivmaterial und Literaturdaten vorrangig die Untersuchung der Gebiete mit modernen mee-

resgeologischen Methoden (in erster Linie hoch auflösendes Seitensicht-Sonar und Fächer-

Echolot mit digitaler Datenaufbereitung) neue Ergebnisse über die Beschaffenheit des Mee-

resbodens (Morphologie, Sedimenttypen an der Meeresboden-Oberfläche und deren Verteil-

ungsmuster) liefern. Solche hydroakustischen Methoden sind bereits in anderen Unter-

suchungen zur Habitatverteilung erfolgreich eingesetzt worden (Brown et al., 2005; Cochra-

ne & Lafferty, 2002; Kostylev et al., 2001; Ojeda et al., 2004; Pickrill & Todd, 2003). Des Wei-

teren sollen möglicherweise vorhandene zeitlich-räumliche Veränderungen der Morphologie

und Sedimentbedeckung (Morpho- und Sedimentdynamik) untersucht werden. Dies ist von

Bedeutung, weil bei der Auswahl von Schutzgebieten einer eventuell vorhandenen Dynamik

der zu schützenden Lebensraumtypen Rechnung getragen werden muss. Der vorgelegte

Bericht überdeckt den Zeitraum vom 02.05.2002 – 31.03.2006.

1.2 Definitionen Der Terminus Riff ist vom altnorwegischen „rif“ abgeleitet und war ursprünglich eine nau-

tische Bezeichnung für eine Untiefe aus felsigen bzw. steinigen Material (Woodroffe, 2003).

Im geologischen Sinne sind Riffe durch marine Organismen geformte, wellenresistente

Strukturen, die sich über den umgebenden Meeresboden erheben (z.B. Bjørlykke, 1989; Sel-

ley, 2000). Zur besseren Unterscheidung schlagen Füchtbauer & Richter (1988) für solche

im engeren Sinne definierten Riffe die Bezeichnung „organische Riffe“ vor, um sie von dem

nautisch geprägten allgemeineren Begriff zu abzugrenzen.

1 Flora-Fauna-Habitat-Richtlinie 2 ausschließliche Wirtschaftszone, zwischen 12-200 Seemeilen von der Küste entfernt

7


Das „Interpretation Manual of European Union Habitats“ (European Commission, 1999)

definiert Riffe (EU-Code 1170) dagegen wie folgt: „Submarine, or exposed at low tide, rocky

substrates and biogenic concretions, which arise from the sea floor in the sublittoral zone but

may extend into the littoral zone where there is an uninterrupted zonation of plant and animal

communities. These reefs generally support a zonation of benthic communities of algae and

animal species including concretions, encrustations and corallogenic concretions. […]“

Nach Balzer et al. (2002) sind Riffe „Erhebungen aus Hartsubstraten, wie Felsen, Fels-

watt, Geschiebe und biogene Bildungen […] und Sandkorallen […], aber auch anstehender

Geschiebemergel auf submarinen, schwellenartigen Moränenrücken“. In der Ost- und Nord-

see treten vielfach Verzahnungen mit dem Habitattyp Sandbank auf (s.u.). Geschiebereiche

Erhebungen mit Mischsubstraten werden als Riffe klassifiziert, wenn das Hartsubstrat domi-

niert (Balzer et al., 2002).

Während des 2. Statusseminars zur naturschutzorientierten AWZ-Forschung (16.-19.

September 2002, BfN-INA, Insel Vilm) wurde von der Arbeitsgruppe Lebensraumtypen fest-

gehalten, dass die Definition nach European Commission (1999) einige missverständliche

Formulierungen enthält, so dass eine nationale Interpretation und Präzisierung notwendig ist.

Demnach sind Riffe als vorherrschend dicht und flächenhaft mit Steinen und Blöcken be-

deckte Moränenrücken, die den umgebenden Meeresboden überragen und mit typischen

Lebensgemeinschaften der Hartböden besiedelt sind, aufzufassen. Darüber hinaus werden

die in European Commission (1999) explizit genannten Biotoptypen Miesmuschelbänke,

Austernbänke und Sabellariariffe dem Lebensraumtyp Riff zugeordnet.

Eine Sandbank ist nach Bates & Jackson (1987) (1) ein subaquatischer Sandrücken im

Meer, in einem See oder einem Fluss, der bei Niedrigwasser auftaucht bzw. (2) eine große

Anhäufung von Sand, im Speziellen im flachen Wasser vor einer Küste. Noch allgemeiner ist

die Definition von Murawski & Meyer (1998), die unter Sandbänken Anhäufungen von Sand

in Gewässern verstehen.

Das „Interpretation Manual of European Union Habitats“ (European Commission, 1999)

definiert Sandbänke (EU-Code 1110) folgendermaßen: „Sublittoral sandbanks, permanently

submerged. Water depth is seldom more than 20 m below Chart Datum. Non-vegetated

sandbanks or sandbanks with vegetation belonging to the Zosteretum marinae and Cymodo-

ceion nodosae. […]“

Nach Balzer et al. (2002) sind Sandbänke sublitorale Erbebungen des Meeresbodens un-

ter ständiger Wasserbedeckung. Sie sind mit Fein- bis Grobsanden bedeckt und können ei-

ner gewissen Umlagerungsdynamik unterliegen. Sofern sie nicht vollständig aus Sand be-

stehen, sondern als Ablagerungen auf submarinen Geschiebemergelrücken auftreten, sind

Übergänge zu Riffen (s.o.) häufig. Die Zuordnung zur Sandbank erfordert eine flächenhafte

Dominanz von Sanden mit einer Mindestmächtigkeit von 40 cm (Balzer et al., 2002).

8


Während des 2. Statusseminars zur naturschutzorientierten AWZ-Forschung wurde von

der Arbeitsgruppe Lebensraumtypen festgehalten, dass auch die Definition für Sandbänke

nach European Commission (1999) teilweise unpräzise bzw. widersprüchlich ist. Als Kriterien

für Sandbänke wurden deshalb die folgenden Charakteristika benannt: Es handelt sich bei

Sandbänken um sublitorale, ständig mit Wasser bedeckte Erhebungen des Meeresbodens

mit mindestens 40 cm Sandbedeckung, die eine Höhe von einen bis mehrere Meter gegen-

über dem Umgebungsniveau aufweisen. Sandbänke heben sich in ihren ökologischen Funk-

tionen von der Umgebung ab. Küstennahe, in den Geowissenschaften als „Sandriffe“ be-

zeichnete, lang gestreckte Sandbarren sowie Sandebenen ohne Bankcharakter und Rippel-

felder fallen nicht unter den Lebensraumtyp Sandbank. Ausnahmen stellen große Riesen-

rippelfelder mit Kammhöhen im Meterbereich dar.

1.3 Untersuchungsgebiete Im Rahmen dieses Forschungsvorhabens wurden die folgenden fünf Gebiete in der AWZ

der deutschen Nord- und Ostsee untersucht (Tabelle 1):

1. Der Borkum Riffgrund; er liegt ca. 25-60 km nordwestlich der Insel Borkum in Was-

sertiefen zwischen 20 und 30 m (Abbildung 1).

2. Das Untersuchungsgebiet Sylter Außenriff befindet sich in ca. 22-125 km Entfernung

westlich der Küste Sylts. Die Wassertiefen liegen bei ca. 10-45 m (Abbildung 1).

3. Der Adlergrund als südwestliche Fortsetzung der Rönnebank liegt in der Mitte der

Strecke von Rügen nach Bornholm ca. 50 km nordöstlich der Halbinsel Jasmund (Rü-

gen). Die Wassertiefen betragen ca. 5 bis 30 m (Abbildung 2).

4. Das Gebiet Kadetrinne liegt ca. 15 km nordwestlich der Küste vom Fischland und

dem Darß. Die Wassertiefen variieren zwischen 10 und 30 m (Abbildung 2).

5. Der Fehmarnbelt befindet sich zwischen den Inseln Fehmarn und Lolland. Die Was-

sertiefen bewegen sich zwischen 10 und 40 m (Abbildung 2).

Tabelle 1: Daten der Untersuchungsgebiete in der AWZ der deutschen Nord- und Ostsee

Gebiet Entfernung zu Küste (km) Wassertiefen (m u. NN) Fläche (km2)

Borkum Riffgrund 22-60 20-30 625

Sylter Außenriff 22-125 10-45 5134

Adlergrund 37-63 5-30 234

Kadetrinne 15-22 10-30 100

Fehmarnbelt 6-21 10-40 280

9


UntersuchungsgebieteNordsee

0 10 20 30 40 Kilometers

Watt< 5m5-10 m10-15 m15-20 m20-30 m30-40 m> 40 m

StädteFestland

Ausschließliche WirtschaftszoneHoheitsgewässerTiefwasserreede

Untersuchungsgebiete

N


Sylter Außenriff

Borkum Riffgrund

54°0

0' 54°00'

54°3

0' 54°30'

55°0

0' 55°00'

6°00'

6°00'

6°30'

6°30'

7°00'

7°00'

7°30'

7°30'

8°00'

8°00'

8°30'

8°30'

9°00'

9°00'300000

300000

350000

350000

400000

400000

450000

450000

500000

500000

5950

000 5950000

6000

000 6000000

6050

000 6050000

6100

000 6100000

Abbildung 1: Lage der Untersuchungsgebiete Borkum Riffgrund und Sylter Außenriff in der Deutschen Bucht.

UntersuchungsgebieteOstsee

Rostock

Lübeck

AdlergrundWestliche

Rönnebank

Kadetrinne

Fehmarnbelt

0 10 20 30 40 50 60 Kilometers

Windwatt< 5 m5-10 m10-15 m15-20 m20-30 m30-40 m> 40 m

FestlandStädte

Ausschließliche WirtschaftszoneHoheitsgewässer

Untersuchungsgebiete

N


53°3

0'

53°30'

54°0

0'

54°00'

54°3

0'

54°30'

55°0

0'

55°00'

55°3

0'

55°30'

10°30'

11°00'

11°00'

11°30'

11°30'

12°00'

12°00'

12°30'

12°30' 13°00'

13°30'

13°30'

14°00'

14°00'

14°30'

14°30'250000

250000

300000

300000

350000

350000

400000

400000

450000

450000

5950

000 5950000

6000

000 6000000

6050

000 6050000

6100

000 6100000

6150

000 6150000

Abbildung 2: Lage der Untersuchungsgebiete Adlergrund, Kadetrinne und Fehmarnbelt in der südwestli-chen Ostsee.

10


2 Methodik

2.1 Messfahrten Die überwiegende Anzahl der Messfahrten wurden mit FK Littorina des Leibnitz-Instituts

für Meereswissenschaften (IfM-GEOMAR) an der Universität Kiel durchgeführt. Das For-

schungsschiff verfügt für die Navigation über zwei Differential-GPS (Global Positioning Sys-

tem) sowie ein Echolot-System (LAZ 4.700, ELAC Nautik) zur bathymetrischen Vermessung.

Darüber hinaus wurden Vermessungen auf einer Forschungsreise mit FS Alkor (ebenfalls

IfM-GEOMAR) durchgeführt. Insgesamt betrug die Anzahl der durchgeführten Schiffsein-

sätze 132 Tage.

Tabelle 2: Auf See durchgeführte Arbeiten während des Berichtzeitraumes

Forschungsreise Zeitraum Borkum Riff-grund

Sylter Au-ßenriff

Adlergrund Kadetrinne Fehmarn-belt

FK Littorina 05/02 27.5.-5.6.2002 VL, SSS, BG,

UV

VL, SSS, UV

FK Littorina 08/02 5.-9.8.2002 VL, SSS, BG,

FT, UW


UW

FK Littorina 02/03 10.-13.2.2003 VL, SSS VL, SSS

FK Littorina 02/03 24.-26.2.2003 BG, UW BG, UW

FK Littorina 05/03 27.5.-5.6.2003 FL, BG, UV

FK Littorina 09/03 22.9.-1.10.2003 VL, SSS

FK Littorina 12/03 8.-13.12.2003 VL, SSS

FK Littorina 02/04 19.-24.2.2004 VL, SSS VL, SSS

FK Littorina 06/04 22.6.-2.7.2004 FL


UV

VL, SSS,

BG, UV

FK Littorina 12/04 6.-9.12.2004 VL, SSS,

BG, UV

FK Littorina 03/05 14.-23.3.05 VL, SSS,

BG

VL, SSS,

BG, UV

FS Alkor 03/05 30.3.-6.4.05 SSS, BG, UV

FK Littorina 08/05 15.-23.8.05 FL

FK Littorina 09/05 26.9.-1.10.05 VL, SSS

FK Littorina 01/06 30.1.-6.2.06 VL, SSS,

FL, BG, UV

VL Vermessungslot BG HELCOM-Backengreifer

SSS Seitensichtsonar UV Unterwasservideokamera

FL Fächerlot FT wissenschaftliche Taucher

11


Die Untersuchungsgebiete Borkum Riffgrund und Sylter Außenriff in der Nordsee wurden

im Rahmen von sechs Forschungsreisen vermessen (Tabelle 2). Die erzielten hydro-

akustischen Daten wurden mit Oberflächensedimentproben (HELCOM-Backengreifer) und

UW-Videoaufnahmen geeicht. Insgesamt wurden ca. 3000 Seemeilen hydroakustischer Pro-

file gefahren. Die kartierte Fläche hat eine Größe von ca. 600 km2. Die gewonnenen Daten

wurden über 10 Videoprofile sowie 132 Backengreiferproben geeicht (Abbildung 3 u. 4).

Die Untersuchungsgebiete in der Ostsee (Adlergrund, Kadetrinne und Fehmarnbelt) wur-

den im Rahmen von elf Messfahrten untersucht (Tabelle 2). Insgesamt wurden ca. 1850

Seemeilen hydroakustischer Profile gefahren. Dies entspricht einer kartierten Fläche von et-

wa 400 km2. Zur Eichung der hydroakustischen Daten wurden 6 Videoprofile gefahren sowie

252 Backengreiferproben entnommen. Zusätzlich wurden an vielen Stationen UW-

Videoaufnahmen gemacht (Abbildung 5, 6 und 7).

Abbildung 3: Lage der Profile und Stationen im Untersuchungsgebiet Borkum Riffgrund.

12


Abbildung 4: Lage der Profile und Stationen im Untersuchungsgebiet Sylter Außenriff.

13


Abbildung 5: Lage der Profile und Stationen im Untersuchungsgebiet Fehmarnbelt.

Abbildung 6: Lage der Profile und Stationen im Untersuchungsgebiet Kadetrinne.

14


Abbildung 7: Lage der Profile und Stationen im Untersuchungsgebiet Adlergrund.

15


2.2 Seitensicht-Sonar Zur flächendeckenden Aufnahme des Meeresbodens sowie zur Identifikation von mög-

lichen Veränderungen von Sedimentverteilungsmustern wurden zwei hoch auflösende Zwei-

frequenz-Seitensicht-Sonare (Klein Assoc. Inc., USA, Modell 595 sowie EG&G, Modell

272TD) eingesetzt. Die Geräte arbeiten mit Frequenzen von 100 und 384 kHz. Die Unter-

suchungen erfolgten ausschließlich im hochfrequenten Modus.

Die Systeme bestehen aus einem Schleppfisch, der an einem armierten Mehrleiterkabel

hinter dem Schiff geschleppt wird, und einer Bordeinheit, in der sich ein Schreiber und die

Elektronik befinden. Zur digitalen Aufzeichnung und Weiterverarbeitung der Daten wurde die

Software Isis Sonar und Delph Map (Triton Elics International) benutzt.

Abbildung 8: Prinzip des Seitensicht-Sonar-Systems: a - Wasseroberfläche, b - Meeresboden, c - Sonogra-phie, T0 - Ausgangsimpulse, T1 bis T5 - Zeitmarken (gleichzeitig Skalenlinien), Sh - akustischer Schatten, F1 und F2 - Fischschwärme, d - Auflösung am Boden, hw - Abstand Wasseroberfläche - Schwinger, hb - Abstand Schwinger - Boden (Newton et al, 1973).

16


Der Schleppfisch enthält an der Backbord- und der Steuerbordseite jeweils einen Schwin-

ger (Abbildung 8). Der Schwinger sendet fächerförmig akustische Signale aus, die horizontal

stark gebündelt sind, während vertikal große Öffnungswinkel vorliegen (Holler, 1995). Auf

diese Weise kann die Meeresbodenoberfläche auf einer festlegbaren Breite („range”) abge-

tastet werden. Das vom Meeresboden zurück gestreute Signal wird von den Empfängern am

Schleppfisch aufgenommen. Die Stärke des rückgestreuten Signals wird in Graustufenwer-

ten codiert aufgezeichnet und liefert auf diese Weise eine Sonographie des Meeresbodens.

Im Rahmen dieser Arbeit sind hohe Rückstreuungswerte dunkel und niedrige Rückstreu-

ungswerte hell dargestellt. Die Stärke des rückgestreuten Signals hängt von drei Faktoren ab

(Blondel & Murton, 1997):

• der Neigung des Meeresbodens zur einfallenden Welle (Abbildung 9);

• der Rauhigkeit des Meeresbodens im Bereich von Längenskalen, die in der Größen-

ordnung der Wellenlänge des abgestrahlten Signals (ca. 4 mm) liegen (Abbildung 9);

• den spezifischen Eigenschaften des Meeresbodens, wie z.B. Korngröße, Dichte oder

Kornzusammensetzung (Abbildung 9).

Abbildung 9: Die Rückstreuung vom Meeresboden wird durch drei Faktoren beeinflusst: Oben - die Nei-gung des Meeresbodens zur einfallenden Welle, Mitte - die Rauhigkeit des Meeresbodens im Bereich von Längenskalen, die in der Größenordnung der Wellenlänge des abgestrahlten Signals liegen, Unten - die spezifischen Eigenschaften des Meeresbodens (aus Blondel & Murton, 1997, verändert).

17


Sind große topographische Variationen nicht vorhanden, so wird im Allgemeinen davon

ausgegangen, dass im Falle von Lockersedimenten die Korngröße der Meeresboden-

sedimente in erster Linie die Stärke des rückgestreuten Signals bestimmt, da sie sowohl Ein-

fluss auf die spezifischen Eigenschaften als auch auf die Rauhigkeit des Meeresbodens hat.

Feinkörnige Sedimente (Silt, Ton) liefern niedrige Rückstreuungswerte, grobe Sedimente

(Kies) resultieren in einer hohen Rückstreuung. Das Vorhandensein von relativ geringen

Mengen von Korngrößen >4 mm kann jedoch bei ansonsten ähnlicher Korngrößenverteilung

zu deutlich höheren Rückstreuungswerten führen (Goff et al., 2000).

Zur Beschreibung der Rückstreuung werden in diesem Bericht die deskriptiven Termini

niedrig, intermediär und hoch sowie homogen und heterogen benutzt. Sie sind in Abbildung

10 erläutert.

Abbildung 10: Benutzte Termini zur Beschreibung der Rückstreuung

Die Sonographien weisen in der Regel Verzerrungen auf, die durch Instabilitäten des

Schleppfisches (horizontales und vertikales Schwingen und rotieren um die eigene Längs-

und Querachse), Variationen der Schleppgeschwindigkeit und die Höhe des Schleppfisches

über Grund verursacht werden. Instabilitäten, die vom Schiff auf den Schleppfisch übertra-

gen werden können, werden durch eine am IfG entwickelte Schleppkonfiguration weitgehend

eliminiert (Abbildung 11). Die beiden letzteren Ursachen lassen sich mit digitalen Systemen

korrigieren (Fish & Carr, 1990). Aus der aktuellen Schiffsgeschwindigkeit, die aus den GPS-

Navigationsdaten errechnet wird, lässt sich die erforderliche Geschwindigkeitskorrektur

(„speed correction“) berechnen.

Laterale Verzerrungen („slant-range distortion“) senkrecht zur Fahrtrichtung haben ihre

Ursache in der Höhe des Schleppfisches über Grund (Flemming, 1976). Sie entstehen, weil

Sonar-Systeme die Laufzeit eines ausgesandten Signals vom Schwinger über den Meeres-

boden zum Empfänger messen (Blondel & Murton, 1997). Dies wird anhand Abbildung 12

18


illustriert: Zwei nahe am Schleppfisch gelegene Objekte mit dem Abstand d haben an-

nähernd gleiche Laufzeiten t1 und t2, während zwei weit entfernt vom Schleppfisch befind-

liche Objekte mit dem selben Abstand d deutlich differierende Laufzeiten t3 und t4 aufweisen.

Ohne Korrektur („slant-range correction“) werden Gebiete nahe des Schleppfisches stärker

gestaucht als solche in großer Entfernung zum Schleppfisch. Aus den Laufzeiten und der

Höhe des Schleppfisches über Grund lassen sich die notwendigen Korrekturen berechnen

(Blondel & Murton, 1997).

Abbildung 11: Schema der vom IfG benutzten Schleppfischkonfiguration: Der Schleppfisch wird durch einen Auftriebskörper stabilisiert. Der während der Profilfahrten entstehende Auftrieb wird durch ein Depressorgewicht neutralisiert.

Die digital aufgezeichneten Daten wurden mit einer speziellen Software (ISIS SONAR) ent-

zerrt (speed correction und slant-range correction), nachbearbeitet („post-processing“) und in

Mosaikdaten umgewandelt. Die Nachbearbeitung umfasste u.a. die Glättung der Naviga-

tionsdaten sowie die Positionskorrektur durch Berücksichtigung des Abstands zwischen

GPS-Empfänger und Schleppfisch. Die Mosaikdaten können als georeferenzierte Mosaike in

einem speziell für diese Zwecke entwickelten GIS3-Programm (DELPH MAP) dargestellt wer-

den. Des Weiteren erfolgte die Darstellung und Auswertung der Mosaikdaten mit dem GIS-

Programm ARC VIEW (Esri).

3 Geographisches Informationssystem

19


Abbildung 12: Prinzip der Entstehung von lateralen Verzerrungen (slant-range distorsion): Diese Verzer-rungen entstehen, weil kugelförmig in den Raum ausgesandte Wellen auf eine (nahezu) ebene Fläche tref-fen. Der Unterschied der Laufzeiten T1 und T2 von zwei nahe am Schleppfisch gelegenen Objekten (A und B), die einen Abstand x voneinander aufweisen, ist sehr gering. Zwei in großer Entfernung vom Schlepp-fisch befindliche Objekte (C und D), die denselben Abstand x voneinander aufweisen, haben dagegen deutlich größere Unterschiede in den Laufzeiten T3 und T4. Als Folge werden Bereiche in der Nähe des Schleppfisches stärker gestaucht, als solche in größerer Entfernung zum Schleppfisch (aus Fish & Carr, 1990).

2.3 Fächer-Echolot FK Littorina verfügt über ein im Schiffsrumpf fest installiertes Fächer-Echolotsystem des

Typs SeaBeam 1185 (L3-Communications/ELAC Nautik). Dieses System arbeitet mit einer

Frequenz von 180 kHz und sendet insgesamt 126 Strahlen fächerförmig mit einem Öff-

nungswinkel von 153° aus. Die maximal wählbare Auflösung beträgt 1,5° parallel und senk-

recht zur Fahrtrichtung; dies entspricht z.B. in 25 m Wassertiefe einer Auflösung von 65 cm x

65 cm senkrecht unter dem Fächer-Echolot. Zu den Rändern des Fächers hin nimmt das

Auflösungsvermögen jedoch deutlich ab. Dies gilt insbesondere für die Auflösung senkrecht

zur Fahrtrichtung. In 25 m Wassertiefe liegt die Auflösung am Rand des Fächers im Bereich

von einigen Metern. Unter der Annahme eines ebenen und horizontalen Meeresbodens er-

gibt sich eine maximale Abdeckung des Meeresbodens auf einer Breite, die das 8,3-fache

der Wassertiefe beträgt. In der Praxis wird diese Breite durch die tatsächlich existierende

Topographie des Meeresbodens geringer ausfallen. Das Fächer-Echolot kann simultan

Wassertiefen und Rückstreuungswerte messen (Abbildung 13). Ähnlich wie beim Seiten-

sicht-Sonar lässt auch beim Fächer-Echolot die Intensität der Rückstreuung Rückschlüsse

auf die am Meeresboden anstehenden Sedimente zu.

20


Abbildung 13: Prinzip eines Fächer-Echolotes: Der Meeresboden wird auf einer von der Wassertiefe ab-hängigen Breite (konstanter Öffnungswinkel) durch eine Vielzahl von fächerförmigen Strahlen vermes-sen. Simultan werden die Wassertiefen und Rückstreuungswerte aufgezeichnet.

Zusätzlich zu den vom Boden reflektierten Nutzsignalen werden die von einem Kreisel-

kompass gemessenen Schiffsbewegungen aufgezeichnet. Somit ist es möglich, störende

Bewegungen des Forschungsschiffes weitgehend zu eliminieren (Lurton, 2002). Für die spä-

tere Auswertung der Tiefendaten sind darüber hinaus noch weitere Korrekturen der Rohda-

ten nötig. Diese betreffen schwankende Wasserstände (infolge von Gezeiten oder Windstau)

sowie die Refraktion des Schalls unter Wasser infolge von Variationen der Schall-

geschwindigkeit im Wasserkörper. Die (Tide-bedingten) Wasserstandsschwankungen in der

Nordsee wurden von Dr. Christian Winter vom Forschungszentrum Ozeanränder der Univer-

sität Bremen unter Benutzung eines numerischen Modells der europäischen Schelfmeere

berechnet. Für die Bestimmung von Schallgeschwindigkeiten in der Wassersäule wurden

Temperatur, Leitfähigkeit und Druck mittels einer CTD-Sonde gemessen. Eine genaue Posi-

tionierung durch das schiffseitige DGPS ist unerlässlich. Da das Fächer-Echolot im Schiffs-

rumpf fest installiert ist, kann durch die einmalige Bestimmung der Versatzbeträge bezogen

auf die GPS-Antenne eine sehr genaue Positionierung erreicht werden. Die digitale Nachbe-

arbeitung und Prozessierung der Rohdaten erfolgt mit den Software-Paketen HDPedit und

HDPpost (L3-Communications/ELAC Nautik). Zur Visualisierung der Daten wurde darüber

hinaus die im IfG vorhandene Software Fledermaus (Interactive Visualization Systems) be-

nutzt.

2.4 Archivierung der hydroakustischen Daten

Die hydroakustischen Rohdaten (Seitensicht-Sonar und Fächerlot) werden im Hydro-

akustik-Archiv des Instituts für Geowissenschaften archiviert. Sie können in der Regel nur mit

der dort vorhandenen speziellen Software gelesen und verarbeitet werden. Aus diesem

21


Grunde werden dem BfN georeferenzierte Mosaike der vermessenen Gebiete in Form von

sog. Geo-Tiff-Dateien in UTM-Projektion sowie Metadaten geliefert.

2.5 UW-Videosystem Zur Interpretation der gewonnenen Sonardaten wurden UW-Videoprofile mit einer Maris-

cope Micro-Kamera durchgeführt. Die Kamera wurde mit einer Geschwindigkeit von maximal

1 Seemeile pro Stunde dicht über dem Meeresboden geschleppt. Das Videosignal wird dabei

über ein Coax-Kabel auf einen Fernseher übertragen und mit einem S-VHS-Rekorder aufge-

zeichnet. Darüber hinaus wurde in mehreren Fällen vor den Probenahmen durch den Ba-

ckengreifer der Meeresboden mit der UW-Videokamera aufgezeichnet.

2.6 Backengreifer Ein Backengreifer dient zur punktuellen Entnahme von Oberflächenproben vom Meeres-

boden. Diese Beprobung ist für die Eichung der Sonographien notwendig. Die Probenahme

erfolgte mit einem Backengreifer des Typs Van Veen nach dem HELCOM-Standard. Die ent-

nommenen Proben wurden direkt nach der Entnahme auf Korngrößenzusammensetzung,

Farbe und Schillgehalt angesprochen. Des Weiteren wurden sie granulometrisch bearbeitet.

2.7 Wissenschaftliche Taucharbeiten An ausgesuchten Stellen des Meeresbodens erfolgte eine Dokumentation der Ober-

flächensedimente sowie deren Besiedlung mittels Unterwasser-Fotographie und Video-

aufnahmen durch wissenschaftliche Taucher.

2.8 Trockensiebanalyse Die Trockensiebung erfolgte mit einem Siebsatz gemäß den Anforderungen der ASTM

(American Society of Technical Measurement). Dieser besteht aus 35 Sieben mit Maschen-

weiten zwischen 19 mm und 45 µm. Die vom Feinkornanteil (< 63 µm) getrennten, ent-

salzenen und getrockneten Proben wurden einer mechanischen Siebung unterzogen. Aus

den Siebdaten wurden die prozentualen Anteile ausgewählter Korngrößenfraktionen

(Silt/Ton, Sand, Kies) bezogen auf das Gesamtgewicht unter Benutzung von GRADISTAT

(Blott & Pye, 2001) berechnet. Die Bestimmung des Sedimenttyps erfolgte gemäß der inter-

national gängigen Klassifikation nach Folk (1954). Dazu werden die prozentualen Anteile von

Silt/Ton („mud“), Sand („sand“) und Kies („gravel“) in einem ternären Diagramm dargestellt

(Abbildung 14). Über die Lage des Punktes einer Probe im Diagramm lässt sich der Sedi-

menttyp ablesen. Es ergeben sich so die in Tabelle 3 aufgeführten Bezeichnungen. In Er-

22


mangelung einer besseren Bezeichnung wird hier „mud“ mit Schlick übersetzt. Im Rahmen

dieses Berichtes soll demnach unter dem Begriff Schlick ein Sediment verstanden werden,

dass ausschließlich aus Silt und Ton besteht, wobei das Mischungsverhältnis beider Kompo-

nenten variieren kann.

Abbildung 14: Klassifikation von klastischen Sedimenten in einem ternären Diagramm nach Folk (1954).

Tabelle 3: Bezeichnung klastischer Sedimente nach Folk (1954) und deren deutsche Übersetzung

Abkürzung Bezeichnung nach Folk (1954) Deutsche Übersetzung G Gravel Kies sG Sandy gravel Sandiger Kies msG Muddy sand gravel Schlickiger sandiger Kies mG Muddy gravel Schlickiger Kies gS Gravelly sand Kiesiger Sand gmS Gravelly muddy sand Kiesiger schlickiger Sand gM Gravelly mud Kiesiger Schlick (g)S Slightly gravelly sand Schwach kiesiger Sand (g)mS Slightly gravelly muddy sand Schwach kiesiger schlickiger Sand (g)sM Slightly gravelly sandy mud Schwach kiesiger sandiger Schlick (g)M Gravelly mud Kiesiger Schlick S Sand Sand mS Muddy sand Schlickiger Sand sM Sandy mud Sandiger Schlick M Mud Schlick

23


3 Geologische Rahmenbedingungen

3.1 Nordsee

3.1.1 Abriss der geologischen Entwicklung in der Deutschen Bucht Zum Verständnis der Genese der an der Oberfläche anstehenden Sedimente des Nord-

seebodens in der Deutschen Bucht ist es notwendig, die jüngere geologische Entwicklungs-

geschichte für den betreffenden Bereich kurz zu betrachten. Die folgenden Ausführungen

beruhen auf den Zusammenfassungen von Behre et al. (1979), Ehlers (1994) und Streif

(1996, 2002).

Das Quartär (1,8 Mio. J.v.h.4 - heute) ist die jüngste System der Erdgeschichte und durch

einen zyklischen Wechsel von Kalt- und Warmzeiten geprägt. Es wird in das Pleistozän (1,8

Mio. J.v.h. - 11.600 J.v.h.) und das Holozän (11.600 J.v.h. - heute) unterteilt. Im Zuge der

globalen Klimaänderungen wurde der Bereich der Deutschen Bucht abwechselnd durch gla-

ziale, periglaziale, terrestrische und marine Bedingungen geprägt. Deren Spuren lassen sich

z.T. noch auf dem heutigen Meeresboden der Nordsee nachweisen.

Abbildung 15: Maximale Ausdehnung des Inlandeises während der Saale- und der Weichsel-Kaltzeit in Mitteleuropa. Die Unterläufe von Ems, Weser und Elbe bildeten während der Weichsel-Kaltzeit ein zu-sammenhängendes Flusssystem, das durch das Elbe-Urstromtal in Richtung Nordatlantik entwässerte (aus Berner & Streif, 2000).

Das Gebiet der Deutschen Bucht wurde letztmalig während der Saale-Kaltzeit von Inland-

eis, das sich über Skandinavien gebildet hatte, erfasst und glazial überformt (Abbildung 15).

Der Meeresspiegel lag zu dieser Zeit um bis zu ~125 m tiefer als heute (Rohling et al., 1998).

Im Zuge der Klimaerwärmung während der Eem-Warmzeit (128.000-117.000 J.v.h.) führte

das Abschmelzen der Inlandeismassen zu einem Anstieg des Meeresspiegels. Die Küsten-

linie des Eem-Meeres glich in groben Zügen dem Küstenverlauf der heutigen Nordsee. Wäh-

4 Jahre vor heute (A.D. 1950)

24


rend der Weichsel-Kaltzeit (117.000-11.600 J.v.h.) lag der Meeresspiegel ständig unterhalb

von ca. -35 mNN. Zum Zeitpunkt des glazialen Maximums vor 22.000-18.000 J.v.h. lag er ca.

125 m unter dem heutigen Niveau (Fleming et al., 1998). Die Küstenlinie befand sich zu die-

ser Zeit etwa 350 km nördlich der Dogger-Bank. Der jetzige Nordsee-Schelf war äolischen,

glazifluvialen und periglazialen Prozessen unterworfen. Die Flüsse Ems, Weser, Elbe und

Eider entwässerten entlang eines gemeinsamen Laufes durch das sog. Elbe-Urstromtal

(Figge, 1980), dessen Verlauf noch heute am Nordsee-Boden nachweisbar ist (Abbil-

dung 15). Der noch in der Weichsel-Kaltzeit einsetzende Meeresspiegelanstieg führte dazu,

dass während des Holozäns ab ca. 9.000-7.000 J.v.h. die Untersuchungsgebiete unter mari-

nen Einfluss gelangten.

3.1.2 Oberflächensedimente in der Deutschen Bucht Eine erste Karte der Oberflächensedimente in der südlichen Nordsee incl. der Deutschen

Bucht wurde von Jarke (1956) publiziert. Sie basiert im Wesentlichen auf einer Unterschei-

dung nach Korngrößen von ca. 3.000 Proben. Mittlerweile ist sie für den Bereich der Deut-

schen Bucht durch die Karte Nr. 2.900 (Figge, 1981) des Bundesamtes für Seeschifffahrt

und Hydrographie (vormals Deutsches Hydrographisches Institut), die auf einer wesentlich

größere Anzahl an Sedimentdaten basiert, ersetzt worden. Die Karte gibt die Verteilung der

Sedimentarten der obersten 10 cm des Meeresbodens, unterschieden nach Korngrößen,

wieder. Als Grundlage dienten im Wesentlichen ca. 25.000 Backengreiferproben, die zwi-

schen 1964 und 1976 entnommen wurden. Nach Figge (1981, 1983) lässt sich das Gebiet

der Deutschen Bucht genetisch in drei unterschiedliche Bereiche einteilen:

1. Elbe-Urstromtal und westlich anschließende Ebenen. Dies ist ein Bereich holo-

zäner Sedimentation mit Mächtigkeiten bis zu 16 m im Elbe-Urstromtal; außerhalb des

Elbe-Urstromtales erreichen die Sedimentmächtigkeiten jedoch selten mehr als 2 m

(Figge, 1981, Zeiler et al., 2000). Die oberflächlich anstehenden Sedimente sind feine

Sande mit nennenswerten Gehalten (ca. 5-50 %) von Silt und Ton. Das Relief ist aus-

geglichen und relativ eben.

2. Borkum Riffgrund. Dieses Gebiet liegt in Wassertiefen zwischen 20 und 30 m und

weist ein unruhiges Relief auf. Der Borkum Riffgrund ist als die seewärtige Verlänge-

rung eines Geestrückens aus dem oldenburgisch-ostfriesischen Raum zu sehen. O-

berflächlich stehen Kiese als Restsedimente über Pleistozän, sowie grobe Sande, die

an der NE-Flanke in feinkörnige Sedimente übergehen, an. Aufgrund von Feinkies-

Analysen kam Bäsemann (1979) zu dem Schluss, dass der Borkum-Riffgrund wäh-

rend des Drenthe-Stadials der Saale-Vereisung gebildet wurde.

25


3. Östliches Ufer des Elbe-Urstromtales. Dieser Bereich ist durch ein unruhiges Relief,

das vor allem nach W hin ausgeprägter wird, gekennzeichnet. Lokal lassen sich Aus-

bisse pleistozäner Sedimente finden, ansonsten treten Kiese als Restsedimente sowie

Sande unterschiedlicher Korngröße auf.

Die Gebiete 2. und 3., in denen sich auch die Untersuchungsgebiete befinden, zeigen

sehr ähnliche morphologische und sedimentologische Charakteristika. Ihre Entstehung ist

saalezeitlich. Zu diesem Schluss kam bereits Pratje (1951), der die Steinvorkommen der

Nordsee als Relikte ehemaliger Endmoränen interpretierte.

3.2 Ostsee

3.2.1 Abriss der geologischen Entwicklung in der südwestlichen Ostsee Das Gebiet der südwestlichen Ostsee wurde im Verlauf des Quartärs wiederholt vom

skandinavischen Inlandeis überfahren und maßgeblich geformt. Im Gegensatz zur Deut-

schen Bucht gilt dies auch für die letzte Kaltzeit, der sog. Weichsel-Kaltzeit (Abbildung 15).

Die in Norddeutschland nachweisbaren Eisrandlagen der Weichsel-Kaltzeit werden in das

Brandenburger, Frankfurter, Pommersche und Mecklenburger Stadium unterteilt, wobei letz-

teres in mehrere Staffeln untergliedert ist. Aus Abbildung 16 ist ersichtlich, dass sich die drei

Untersuchungsgebiete im Bereich von Eisrandlagen befinden.

Nach dem Rückzug des Eises aus dem südlichen Ostseeraum begann die postglaziale

Geschichte der Ostsee. Durch das komplexe Wechselspiel von jetzt einsetzenden isosta-

tischen Ausgleichsbewegungen aufgrund der Verringerung der Eisauflast, eustatischen Mee-

resspiegeländerungen durch das Abschmelzen der Eisschilde und lokalen tektonischen Be-

wegungen kam es zu einer Entwicklung der Ostsee, in deren Verlauf Süß- und Brack- bzw.

Salzwasserphasen einander abwechselten (Björck, 1995). Im Baltischen Eisstausee sam-

melten sich die Schmelzwässer des abschmelzenden Inlandeises. Mit der Yoldia-Phase kam

es zu einer kurzzeitigen Verbindung des Ostseewasserkörpers mit dem Weltmeer. Aufgrund

von isostatischen Hebungsbewegungen wurde diese Verbindung jedoch wieder geschlos-

sen, und die Ostsee begann auszusüßen (Ancylus-See). Erst im Zuge des Meeresspie-

gelanstieges während der sog. Litorina-Transgression erfolgte der endgültige Anschluss an

das Weltmeer und die Ausbildung eines Brackwasserkörpers mit ausgeprägtem Salzgehalts-

gradienten vom Kattegatt bis in die Bottenwiek.

Aufgrund des Überschusses von Niederschlag und Flusswasserzufuhr über die Verduns-

tung (humides Klima) bildet sich in der Ostsee eine charakteristische Wassermassenzirkula-

tion aus, bei der spezifisch leichteres Oberflächenwasser ausströmt und dichteres Boden-

wasser aus der Nordsee in die Ostsee einströmt (Fennel, 1996). Der Einstrom in die Ostsee

26


wird jedoch durch die relativ flache westliche Ostsee mit ihren zahlreichen Schwellen behin-

dert und erfolgt somit nur ereignishaft nach starken Weststürmen (Ehlin, 1981).

Abbildung 16: Übersicht über die pleistozänen Haupteisrandlagen in Norddeutschland und der südwestli-chen Ostsee aus Duphorn et al. (1995) nach Woldstedt & Duphorn (1974), verändert. Saale-Kaltzeit: sDR - Rehburger Phase des Drenthe Stadiums, sDL - Lamstedter Phase des Drenthe-

Stadiums, sWa - Warthe-Stadium.

Weichsel-Kaltzeit: wB - Brandenburger Stadium, wF - Frankfurter Stadium, wP - Pommersches Stadium, wRo - Rosenthaler Staffel, wFr - Franzburger Staffel, wV - Velgaster Staffel, wRü - Nordrügener Staffel, wBo - Bornholmer Staffel (jeweils des Mecklenburger Stadiums).

3.2.2 Oberflächensedimente in der südwestlichen Ostsee Art und Verteilung der oberflächlich anstehenden Sedimente sind von Ignatius et al.

(1981) für die gesamte Ostsee, von Pratje (1948) für die südwestliche Ostsee und von Sei-

bold et al. (1971) für die Kieler Bucht beschrieben worden. Die in der südwestlichen Ostsee

vorhandenen Oberflächensedimente entstammen vorwiegend der Erosion und Umlagerung

von Seegrund und Kliffküsten. In der Kieler Bucht ist das bedeutendste Ausgangsmaterial

der weiträumig im Untergrund vorkommende Geschiebemergel als Akkumulationsprodukt

der pleistozänen Vereisungen (Seibold et al., 1971). Nach E nimmt die Bedeutung von

Schmelzwassersanden und in Schmelzwasserseen abgelagerten Beckensedimenten als

Ausgangsmaterial an Bedeutung zu.

In der Ostsee als einem humiden Nebenmeer mit geringer Karbonatproduktion bietet sich

eine Korngrößen-bezogene Klassifikation der Sedimente an. Diese spiegelt vor allem die all-

gemeinen hydrodynamischen Bedingungen qualitativ wider (Duphorn et al., 1995). Dement-

27


sprechend ist die Zonierung der Oberflächensedimente in der westlichen Ostsee in vielen

Bereichen tiefenabhängig (Seibold et al., 1971). Die rezenten Oberflächensedimente der

Ostsee lassen sich im Wesentlichen in die folgenden Typen unterscheiden: Restsedimente,

Mischsedimente, Sande, Schlick sowie Übergangsformen der letzteren beiden Typen (san-

diger Schlick/schlickiger Sand).

Restsedimente entstehen durch die selektive Abtragung von Ausgangssedimenten, bei

der die feineren Komponenten abtransportiert werden. Durch die Restsedimentbildung wird

der Korngrößenbereich des Ausgangsmaterials von der feinen Seite her eingeengt (Walger,

1961). Im engeren Sinne bezeichnet man mit dem Begriff Restsediment jedoch grobkörnige

Sedimentgemische, die durch die selektive Abrasion von Geschiebemergel entstanden sind.

Restsedimente treten vor den Küsten in Wassertiefen von ca. 5-15 m sowie auf submarinen

Schwellen als wenige Dezimeter mächtige Schicht über Geschiebemergel auf. Sie setzen

sich in der Regel aus Grobsand, Kies und Steinen zusammen. Die häufig von Algen und

sessilen Tieren besiedelten Steine sind unregelmäßig verteilt (Seibold et al., 1971). Rest-

sedimentflächen sind Indikatoren für Erosionsgebiete.

Mischsedimente finden sich in der westlichen Ostsee häufig in Rinnen und in der Nähe

von Schlickablagerungen (Werner et al., 1987). Sie weisen eine Korngrößenzusammen-

setzung auf, die neben einem signifikanten Anteil an Silt und Ton auch gröbere Kompo-

nenten wie Sand und Kies umfasst. Ihre Bildung steht im Zusammenhang mit den Strö-

mungsbedingungen in Rinnen wie dem Fehmarnbelt oder der Kadetrinne. Da starke Strö-

mungen nur episodisch auftreten, kommt es zur Akkumulation von feinem Material (vorwie-

gend Silt und Ton). Dieses wird dann im Falle von Mischsedimenten auf Restsedimenten,

welche die Rinnen häufig flankieren, abgelagert und durch Bioturbation eingearbeitet (Sei-

bold et al., 1971).

Fein- bis Mittelsande mit einem engen Korngrößenspektrum („gute“ Sortierung) umgeben

die submarinen Erosionsgebiete (Seibold et al., 1971). Sie sind im Zuge des Meeresspiegel-

anstiegs während der Litorina-Transgression auf dem Ostseeschelf durch Aufarbeitung des

Untergrundes akkumuliert worden. Die Mächtigkeit dieser Sande ist relativ gering, sie beträgt

z.B. in der Kieler Bucht ca. 0,5-2 m (Seibold et al., 1971). Sandflächen weisen bis zur Wel-

lenbasis (Tiefenreichweite der Wellenwirkungen) Oszillationsrippeln auf. Die Orientierung der

Rippelkämme spiegelt dabei das letzte Sturmereignis wider, das noch fähig war, die Rippeln

umzubilden.

In den tiefen Becken und Rinnen mit ruhigem Wasser gelangt feinkörniges Material zum

Absatz. Dieses als Schlick bezeichnete Material weicht von der gängigen, auf Korngrößen

basierenden Klassifikation insofern ab, als der Gehalt an organischem Kohlenstoff bis zu ca.

10 % der Trockensubstanz betragen kann. Die klastischen Komponenten sind vorwiegend

Silt mit unterschiedlichen Beimengungen von Ton und Sand (Köster & Lemke, 1996). Unter

28


dem Begriff Schlick soll hier jedoch – wie bereits erwähnt – Silt und Ton in unterschiedlichen

Mischungsverhältnissen (entsprechend dem englischen Begriff „mud“) verstanden werden.

Die tiefen Becken und Rinnen werden häufig von sandigen Schlicken und schlickigen San-

den umrahmt. Dabei handelt es sich um Übergangstypen zwischen Sand und Schlick.

4 Ergebnisse und Interpretation

4.1. Nordsee

4.1.1 Archiv- und Literaturdaten Im Rahmen dieses Projektes wurden relevante Sedimentkarten aus dem Bereich der

deutschen Nordsee und angrenzender Gebiete gesichtet. Eine Zusammenstellung der Kar-

tenwerke findet sich in Tabelle 4. Es war ursprünglich geplant, alle relevanten Informationen

dieser Kartenwerke zu einer einheitlichen digitalen Karte der Sedimentbedeckung in der

deutschen Nordsee zusammen zu führen. Es stellte sich jedoch heraus, dass solch ein Vor-

gehen nur auf Kosten einer starken Generalisierung der Sedimenttypen und dem damit ver-

bundenen Verlust an Information durchführbar war. Folglich wurde von diesem Ansatz Ab-

stand genommen und stattdessen die einzelnen Kartenwerke für sich mit den ursprünglichen

Sedimentkategorien digitalisiert. Die Karte von Jarke (1956) wurde dabei nicht berücksichtigt,

da die zugrunde liegende Korngrößenklassifikation mit heutigen Klassifikationen nicht kom-

patibel ist.

Tabelle 4: Karten der Oberflächensedimente aus dem Bereich der deutschen Nordsee

Autor erschienen Titel Maßstab

J. Jarke 1956 Bodenkarte der südlichen Nordsee 1:1.000.000

Bundesanstalt für Boden-

forschung & INQUA

1970 Internationale Quartär-Karte von Europa, Blatt 6

(Kopenhagen)

1:2.500.000

K. Figge 1981 Sedimentverteilung in der Deutschen Bucht 1:250.000

P.J. Cook & C. Staudt 1990 Seabed sediments and Holocene geology, sheet

Dogger

1:250.000

Die resultierende Karte der Oberflächensedimente in der deutschen Nordsee ist im An-

hang beigefügt. Sie zeigt die großräumige Dominanz von Sanden im Bereich der deutschen

AWZ. Darüber hinaus zeichnet sich der Verlauf des Elbe-Urstromtales durch das Vorkom-

men von Sedimenten mit erhöhten Silt/Ton-Gehalten deutlich ab. Das Vorkommen von Stei-

nen scheint im Wesentlichen auf die Bereiche Borkum Riffgrund, Sylter Außenriff und nörd-

lich von Helgoland begrenzt zu sein.

29


Relevantes, aus hydroakustischen Messungen resultierendes Archivmaterial zu Unter-

suchungen in den Arbeitsgebieten liegt nach unserem Kenntnisstand nur im IfG der Universi-

tät Kiel vor. Weder das Bundesamt für Seeschifffahrt und Hydrographie (BSH) in Hamburg

noch die Forschungseinrichtung Senckenberg am Meer (SaM) in Wilhelmshaven verfügen

über Sonardaten in den Gebieten Sylter Außenriff und Borkum Riffgrund (frdl. mündl. Mitt.

Dr. M. Zeiler (BSH) und Prof. Dr. B. Flemming (SaM)). Die im IfG vorliegenden Daten wurden

überwiegend im Rahmen zweier Forschungsprojekte in den 1970er und 1980er Jahren er-

hoben (GPI, 1980; Winn & Werner, 1984). Die Untersuchungen konzentrierten sich zunächst

auf das Gebiet um die ehemalige Forschungsplattform „Nordsee“ (FPN). Später wurde das

Untersuchungsgebiet auf einen größeren Sektor (54°35‘ N bis 55°05‘ N, 6°25‘ E bis 7°19‘ E)

nordwestlich der FPN ausgedehnt (Winn & Werner, 1984). Eine direkte Übertragung der im

Folgenden vorgestellten Ergebnisse in detaillierte Karten von Steinvorkommen ist jedoch

nicht möglich. Der Grund hierfür liegt in der z.T. recht hohen Ungenauigkeit bei der Positi-

onsbestimmung mit der damals üblichen DECCA-Navigation begründet. Dies haben detail-

lierte Vergleichsuntersuchungen gezeigt (Diesing et al., im Druck). Die Ergebnisse liefern

jedoch wertvolle Hinweise auf Suchräume für weitergehende detaillierte Vermessungen.

Der Boden der Nordsee im Bereich der FPN weist eine starke räumliche Heterogenität

auf. Dies ist bereits auf Sedimentkarten, die nach Kriterien der Korngrößenverteilung auf-

grund von Einzelproben erstellt worden (Jarke, 1956; Figge, 1981), erkennbar. Sonographi-

sche Aufnahmen erlauben darüber hinaus die geometrische Natur dieser Heterogenitäten,

ihre geometrische Veränderlichkeit und die Verbreitung der unterschiedlichen Sedimenttypen

zu erfassen.

Im Bereich der FPN stoßen Fein- bis Mittelsande mehr oder weniger abrupt an Flächen,

die mit grobem Sediment (Grobsand, Kies, Steine) bedeckt sind. Bei diesen Grobsedimenten

handelt es sich z.T. um pleistozäne Reliktsedimente, die im Zuge des postglazialen Meeres-

spiegelanstiegs teilweise aufgearbeitet wurden bzw. auch heute noch aufgearbeitet werden.

Dies trifft insbesondere zu, wenn diese Grobsedimente auch Steine enthalten, da Steine als

Hinweis auf Moränenmaterial gedeutet werden können. Reliktsedimente im Sinne von Emery

(1968) sind solche oberflächlich anstehenden Ablagerungen auf Schelfen, die sich unter an-

deren Umweltbedingungen als den heutigen gebildet haben (z.B. am Meeresboden ausstrei-

chende glaziale Sedimente, die dort während der Kaltzeiten abgelagert wurden). Diese Re-

liktsedimente können unter den aktuell vorherrschenden Umweltbedingungen mehr oder we-

niger stark aufgearbeitet werden (Swift et al., 1971) und werden dann als Restsedimente be-

zeichnet. Aktuelle Untersuchungen der letzten Jahre haben jedoch gezeigt, dass Grobsedi-

mente nicht ausschließlich als Reliktsedimente zu deuten sind. So können engräumige

Wechsel von Feinsandflächen und Grobsedimentstreifen durch einen rückgekoppelten Sor-

tierungsprozess aus sich selbst heraus und im Gleichgewicht mit den vorherrschenden See-

30


gangs- und Strömungsbedingungen entstehen (Murray & Thieler, 2004). Solche als „sorted

bedforms“ bezeichneten Grobsedimentstreifen treten auch im Bereich der FPN zahlreich und

weit verbreitet auf (Werner, 2004; Diesing et al., 2006). Sie zeigen in der Regel Orientierun-

gen, die mit der vorherrschenden Anlaufrichtung von Sturmwellen oder der Ausrichtung der

Tideellipse korrelierbar sind.

Die Fein- bis Mittelsande werden als relativ junge (holozäne) Sande gedeutet, die sich un-

ter den „aktuellen“ Umweltbedingungen seit der Verlangsamung des Meeresspiegelanstiegs

vor ca. 7.000 Jahren abgelagert haben. Sie befinden sich mit dem einwirkenden hydrodyna-

mischen Regime im Gleichgewicht (GPI, 1980).

In unmittelbarer Nähe zur FPN treten Grobsedimente mit häufig vorkommenden Steinen

> 0,3 m Durchmesser auf (Abbildung 17). Nach reflexionsseismischen Messungen ist das

Vorkommen von Steinen offensichtlich an eine Hochlage eines mehr als 2 m mächtigen Ge-

schiebemergelhorizonts der Saale-Kaltzeit gebunden. Diesem Horizont liegen die in den So-

nographien beobachteten Steine auf.

Abbildung 17: Verteilung der Oberflächensedimente bei der ehemaligen Forschungsplattform Nordsee (Winn & Werner, 1984).

31


Die Ergebnisse der Oberflächensedimentkartierung in der weiteren Umgebung der FPN

sind in Abbildung 18 dargestellt. Es lassen sich fünf Teilgebiete ausgliedern:

Abbildung 18: Regionale Sedimentbedeckung im Bereich des Osthanges des Elbe-Urstromtales nach Winn & Werner (1984). a - siltige Feinsande des Elbe-Urstromtales, b - Grobsedimentstreifen mit verein-zelt vorkommenden Steinen, c - Grobsedimentstreifen mit gehäuft vorkommenden Steinen, d - Grobsedi-mentstreifen, e - Feinsande.

a) Das Elbe-Urstromtal im W mit einer relativ ebenen Oberfläche und siltigen Feinsanden

als Oberflächensedimente (vgl. Figge, 1981),

b) lang gestreckte Grobsedimentstreifen (z.T. mit Steinen) im S des kartierten Gebiets,

32


c) häufig auftretende lang gestreckte Grobsedimentstreifen mit Steinen,

d) ein Gebiet ähnlich wie b), jedoch fehlen im allgemeinen große Steine oder Steinfelder,

e) ein Feinsandgebiet mit relativ selten auftretenden Grobsedimenten.

Steine kommen als Anhäufungen, einzeln in Grobsedimentflächen oder unter den angren-

zenden Feinsanden herausragend vor. Im Gebiet c) treten sie am häufigsten auf und sind

am größten (z.T. Durchmesser über 2 m). Der mittlere Durchmesser liegt bei 40-80 cm (Winn

& Werner, 1984).

Untersuchungen mit dem Seitensicht-Sonar sowie Unterwasserkameras in der Umgebung

der FPN haben gezeigt, dass alle oberflächlich anstehenden Sedimente seegangs- und strö-

mungsinduzierte Rippel aufweisen und somit zumindest episodisch umgelagert werden. Für

die Grobsedimente gilt dies ebenso wie für die Fein- bis Mittelsande. Dem gegenüber hat der

Vergleich von Sedimentverteilungsmustern im Gebiet der FPN über mehrere Jahre hinweg

gezeigt, dass die Sedimentgrenzen erstaunlich stabil sind (Werner, 2004). Veränderungen

sind im Wesentlichen nur im Meterbereich, in wenigen Fällen im Dekameterbereich nach-

weisbar. In vielen Fällen sind selbst Details der Sedimentverteilungsmuster erhalten geblie-

ben.

4.1.2 Neu erhobene Daten Der Schwerpunkt der Arbeit lag anfangs auf der Identifizierung potentieller Riffgebiete im

Sinne der während des 2. Statusseminars festgelegten Definition. Zu diesem Zwecke wur-

den die Profile so gelegt, dass Bereiche, die Kiese in der Karte von Figge (1981) ausweisen,

vom Profilraster erfasst wurden. Kiese können auf dem Nordseeschelf auf aufgearbeitete

Reliktsedimente hindeuten und sind dann mit Steinen vergesellschaftet. Dem entsprechend

war es nahe liegend, in diesen Bereichen potentielle Riffe zu vermuten. Wie bereits darge-

legt, können Kiese aber auch unter den aktuell einwirkenden hydrodynamischen Bedingun-

gen gebildet werden. In der zweiten Projekthälfte lag das Hauptaugenmerk auf der detaillier-

ten und Flächen deckenden Vermessung der Amrumbank.

4.1.2.1 Oberflächensedimente Unabhängig von gebietsspezifischen Charakteristika weisen die untersuchten Gebiete in

der Nordsee auffällige Parallelen hinsichtlich der oberflächlichen Sedimentbedeckung auf.

Alle Untersuchungsgebiete zeichnen sich durch eine hohe Heterogenität der Bodenbe-

deckung aus. Charakteristisch sind Gebiete mit einem engräumigen Sedimentwechsel neben

Gebieten relativ hoher Homogenität (Abbildung 19). Im Seitensicht-Sonar bzw. Fächerlot äu-

ßert sich dies durch Bereiche hoher und homogener Rückstreuung, die teils scharf, teils

graduell an Gebiete niedriger bis intermediärer homogener Rückstreuung stoßen. Die Berei-

33


che hoher Rückstreuung sind oftmals lang gestreckt, wobei die Orientierung dieser Streifen

Vorzugsrichtungen aufweist; diese kann aber von Teilgebiet zu Teilgebiet variieren. So sind

die Streifen im Gebiet Borkum Riffgrund A vorwiegend NE-SW orientiert. In den Teilgebieten

Borkum Riffgrund B und C dominiert dagegen eine Orientierung in E-W-Richtung. Im Mess-

gebiet C (Sylter Außenriff) verlaufen die Streifen in N-S- bis NE-SW-Richtung. Im Bereich der

Amrumbank dominiert dagegen eine E-W-Richtung.

Abbildung 19: Sonographie des Meeresbodens im Gebiet Sylter Außenriff auf der Grundlage von Fächer-lotdaten. Hohe Rückstreuungswerte (dunkelgrau) kennzeichnen Grobsedimentflächen, während niedrige bis intermediäre Rückstreuungswerte (hell- bis mittelgrau) für Fein- bis Mittelsande kennzeichnend sind. Weiße vertikale Streifen sind Artefakte. Eine ausgeprägte Heterogenität der oberflächlichen Sedimentbe-deckung ist deutlich erkennbar. Das rote Rechteck kennzeichnet die Lage des Messgebiets C.

Die unterschiedlichen Charakteristika in der Rückstreuung können unterschiedlichen Se-

dimenttypen entsprechend der Klassifikation nach Folk (1954) zugeordnet werden. So ent-

spricht eine hohe Rückstreuung den Sedimenttypen „gravelly sand“, „sandy gravel“ sowie

„gravel“. Niedrige bis intermediäre Rückstreuungswerte entsprechen hingegen den Sedi-

menttypen „sand“ und „slightly gravelly sand“. Dem entsprechend können übergreifend Grob-

34


sedimente („gravelly sand“, „sandy gravel“ und „gravel“) und Sande („sand“ und „slightly gra-

velly sand“) unterschieden werden.

Des Weiteren konnten in beiden Untersuchungsgebieten einzelne Steine identifiziert wer-

den (Abbildung 20). Diese zeigen auf den dem Sonar zugewandten Seiten sehr hohe Rück-

streuungswerte, während die abgewandten Seiten „abgeschattet“ sind und folglich keine

Rückstreuung aufweisen (Abbildung 20). Genetisch sind die Steine als Reste ehemaliger

Moränenablagerungen (Geschiebemergel) anzusehen. Sie sind somit ebenfalls den Relikt-

sedimenten zuzuordnen. Typischerweise treten Steine auf Grobsedimentflächen oder in de-

ren näherer Umgebung auf. Im letzteren Fall pausen sie sich durch eine relativ gering-

mächtige Decke von Sanden durch. Dies deutet darauf hin, dass Grobsedimente in solchen

Fällen auch unter den Sanden verbreitet sind.

Abbildung 20: Entzerrte Sonographie des Meeresbodens im Untersuchungsgebiet Elbe-Urstromtal: Ein-zelne Steine (1) auf einer Grobsedimentfläche (2). Im Bereich einer dünnen Sanddecke spießen Steine durch (3). 0: 54° 46.540’ N, 7° 2.750’ E. Oben links: Prinzip der Entstehung von Schattenzonen und star-ken Reflexionen (Fish & Carr, 1990).

Die Steine treten konzentriert in umgrenzten Steinfeldern auf, während weite Bereiche

des Meeresbodens keine Steine aufweisen. Die Belegungsdichte innerhalb dieser Steinfel-

der ist jedoch relativ gering; typischerweise sind einzelne Steine mehrere Meter bis Dekame-

ter von einander entfernt (Abbildung 20).

35


Im Untersuchungsgebiet Sylter Außenriff sind Steinfelder entlang einer NW-SE streichen-

den Zone in ca. 30-40 m Wassertiefe konzentriert. Diese Zone folgt dem Verlauf des Ost-

hanges des Elbe-Urstromtales. Möglicherweise streichen entlang dieses Hanges saale-

zeitliche Geschiebemergel aus und erzeugen somit eine erhöhte Konzentration von Steinen

in diesem Bereich. Die kartierten Steinfelder decken sich in ihrer Lage mit den von Winn &

Werner (1984) ausgeschiedenen Zonen b und c (Abbildung 18), in denen lang gestreckte

Grobsedimentstreifen mit Steinen auftreten. Auch die Schwerpunkte von Gebieten, in denen

Steine gehäuft auftreten, zeigen hinsichtlich ihrer Lage eine gute Übereinstimmung.

Abbildung 21: Dreidimensionale Darstellung des Meeresbodens im Messgebiet C mit Überlagerung von Tiefendaten und Rückstreuungswerten. (Blick von SW, Überhöhung 75-fach).

Die Zusammenhänge zwischen Sedimentbedeckung und Morphologie des Meeresbodens

können exemplarisch anhand der Ergebnisse aus dem Messgebiet C dargestellt werden. Da-

für sind in Abbildung 21 die Sonardaten (Rückstreuungswerte in Graustufen codiert) über ein

dreidimensionales Höhenmodell der Meeresoberfläche gelegt. Dieses wurde aus Einstrahl-

Echolotdaten durch Kriging mit vorgeschalteter Variogramm-Analyse gewonnen. Die Was-

sertiefen sind zusätzlich farbcodiert überlagert worden. Die Abbildung zeigt eine NW-SE-

streichende Vertiefung des Meeresbodens. Die maximalen Wassertiefenunterschiede zwi-

schen dem tiefsten Teil der Mulde und der höchsten umgebenden Gebiete betragen ca.

10 m. Grobsedimente befinden sich hauptsächlich in der Muldenachse und auf der nord-

36


östlichen Flanke der Mulde. Feinsande dominieren dagegen auf der südwestlichen Flanke

und dem umgebenden Meeresboden. Das Auftreten von Steinen korreliert im Wesentlichen

mit der Verbreitung von Grobsedimenten innerhalb der Mulde. Sie sind folglich auf die

Längsachse der Vertiefung sowie die NE-Flanke beschränkt, während die höher gelegenen

Bereiche überwiegend mit Feinsanden bedeckt sind.

In gleicher Weise wie für das Messgebiet C wurde aus den im Juni 2002 gesammelten

Tiefen- und Sonardaten ein dreidimensionales Modell des Meeresbodens im Gebiet Borkum

Riffgrund B erzeugt. Abbildung 22 zeigt E-W-streichende Erhebungen, die durch Senken

voneinander getrennt sind. Die maximalen Höhenunterschiede zwischen Erhebungen und

benachbarten Senken liegen bei ca. 10 m. Die Erhebungen sind in der Regel mit Grobsedi-

menten bedeckt sind. Die Verbreitung von Steinen ist in diesem Falle nicht direkt an das Auf-

treten von Grobsedimenten gebunden. Vielmehr treten sie randlich von diesen auf. Sie fin-

den sich vorwiegend in Senken und an den Hängen von Erhebungen. Unmittelbar auf den

Erhebungen treten keine Steine auf.

Abbildung 22: Dreidimensionale Darstellung des Meeresbodens im Gebiet Borkum Riffgrund B mit Über-lagerung von Tiefendaten und Rückstreuungswerten. (Blick von WNW, Überhöhung 75-fach).

Im Untersuchungsgebiet Sylter Außenriff befindet sich das Kies-Abbaugebiet „Weiße

Bank“, wo seit 2003 Kies im sog. Schleppkopfbaggerverfahren abgebaut wird. Dabei wird

das Material während der Fahrt durch ein über den Meeresboden geschlepptes Saugrohr ab-

gebaut. In der Regel entstehen dadurch relativ flache Furchen von ca. 0,5 m Tiefe und eini-

gen hundert Metern Länge (Abbildung 23).

37


Abbildung 23: Nicht entzerrte Sonographie des Meeresbodens im Abbaufeld “Weiße Bank”: Durch Kies-abbau entstandene Entnahmefurchen sind deutlich erkennbar. Die Abstände der vertikalen Skalenlinien entsprechen 10 m.

Im Rahmen dieses Projektes erfolgten zwei Vermessungen, eine im Juni 2004 (Fächer-

Echolot) und eine weitere im April 2005 (Seitensicht-Sonar), um den Einfluss der Abbautätig-

keiten auf den Meeresboden zu charakterisieren. Abbildung 24 zeigt die Bereiche des Mee-

resbodens, in denen zum Zeitpunkt der Aufnahmen in 2004 und 2005 Entnahmefurchen er-

kennbar waren. Das Zentrum der Abbautätigkeit hat sich innerhalb dieses Zeitraums um ca.

1 km nach SE verlagert. Furchen, die im Juni 2004 dokumentiert wurden, konnten im April

2005 nicht mehr nachgewiesen werden. Dies spricht für eine relativ schnelle physische Re-

generation von Sand- und Kiesflächen im Bereich von einem Jahr. Die Entnahmetätigkeit

zwischen 06/04 – 04/05 (soweit sie dokumentiert werden konnte) hat überwiegend außerhalb

der kartierten Steinfelder stattgefunden.

38


Abbildung 24: Sonographie des Meeresbodens im Bereich des Abbaufeldes “Weiße Bank”. Dargestellt sind die Verbreitung von Steinen sowie Bereiche, die zum Zeitpunkt der Aufnahmen im Juni 2004 und April 2005 von Abbautätigkeit beeinflusst waren.

Die ca. 150 km2 große Amrumbank, eine im Sinne von Argument (2003) als Bank definier-

te Struktur, liegt ca. 20-30 km westlich der Insel Amrum in Wassertiefen von 8 bis 22 m. Bis-

her wurde ein ca. 190 km2 großes Gebiet mit dem Fächer-Echolot Flächen deckend unter-

sucht. Es überdeckt den in der AWZ befindlichen Anteil der Amrumbank vollständig. Das

bathymetrische Modell zeigt im S und W der Amrumbank einen relativ steilen Abfall zum

umgebenden Meeresboden (Abbildung 25). Im SW wird die Amrumbank durch eine NW-SE

verlaufende Senke begrenzt. Im N ist der Übergang dagegen graduell und die Abgrenzung

der Sandbank somit schwieriger zu fassen. Insofern decken sich die Ergebnisse mit denen

von Argument (2003), zeigen jedoch deutlich mehr Details in der Bathymetrie. Auffällig sind

etwa NW-SE verlaufende Rückenstrukturen von mehreren Kilometern Länge. Eine endgülti-

ge Deutung dieser Bodenformen ist zum gegenwärtigen Zeitpunkt noch nicht möglich. Die

Sandmächtigkeit im Bereich der Amrumbank wurde von Zeiler et al. (2000) bestimmt (Abbil-

dung 26). Demnach können die Sande, die die Amrumbank aufbauen, bis zu 6 m mächtig

werden. Die größten Mächtigkeiten können im S und im Zentrum der Amrumbank festgestellt

werden, während im N die Mächtigkeit der Sanddecke z.T. unter 1 m liegt.

39


Abbildung 25: Ergebnisse der Fächerlot-Vermessung im Bereich der Amrumbank.

Abbildung 26: Sandmächtigkeit im Bereich der Amrumbank auf der Grundlage von Ergebnissen aus Zei-ler et al. (2000).

40


4.1.2.2 Sedimentdynamik In beiden Untersuchungsgebieten lassen sich zahlreiche Indikatoren für Sedimentumlage-

rungs- und Transportprozesse feststellen. Weit verbreitet sind Rippelmarken bis ca. 1 m

Kammabstand (Abbildung 27). Diese treten sowohl auf den Grobsedimentflächen als auch

im Bereich der Sande auf. Letztere weisen Rippeln mit geringeren Kammabständen auf, die

in der Regel nur mit optischen Methoden (UW-Video) nachweisbar sind. Diese Sohlformen

können prinzipiell sowohl seegangs- als auch strömungsinduziert sein. Eine eindeutige Un-

terscheidung anhand der Sonaraufnahmen ist jedoch nicht immer möglich. Darüber hinaus

kann das Zusammenwirken von Seegang und Strömungen zu Mischtypen bei der Rippel-

bildung führen (Li & Amos, 1999) und somit eine eindeutige Zuordnung der Sohlform zu ei-

nem hydrodynamischen Prozess erschweren. Für das Gebiet Sylter Außenriff konnten so-

wohl seegangs- als auch strömungsinduzierte Rippeln nachgewiesen werden (GPI, 1980).

Innerhalb der Flächen mit Sanden sind in beiden Untersuchungsgebieten Großrippeln5 mit

Kammabständen in der Größenordnung von 5-6 m nachweisbar (Abbildung 28). Die Kämme

dieser Sohlformen sind auf dem Borkum Riffgrund im wesentlichen N-S und im Gebiet Sylter

Außenriff im wesentlichen NE-SW orientiert.

Abbildung 27: Entzerrte Sonographie des Meeresbodens im Untersuchungsgebiet Elbe-Urstromtal: Rip-pelmarken (1) als Anzeiger von Sedimentumlagerung auf Grobsedimenten. 0 : 54° 46.330’ N, 7° 5.750’ E.

5 Großrippeln haben nach Reineck et al. (1971) Kammabstände zwischen 0,6 und 30 m.

41


Abbildung 28: Entzerrte Sonographie des Meeresbodens im Untersuchungsgebiet Borkum Riffgrund: Großrippeln (1) mit Kammabständen von ca. 5-6 m. 0 : 54° 50.391’ N, 7° 24.221’ E.

Die im Bereich der FPN beobachteten Großrippeln mit Kammabständen von ca. 5 m wer-

den in ihrer Entstehung auf Gezeitenströmungen zurückgeführt (GPI, 1980). Eine entsprech-

ende Erklärung bietet sich auch für die in den Untersuchungsgebieten beobachteten Groß-

rippeln an. Abbildung 29 zeigt die durchschnittlichen Richtungen und Geschwindigkeiten der

Gezeitenströme bei Spring- und Nipptide (Mittelstaedt et al., 1983) für die beiden Gebiete

Borkum Riffgrund und Sylter Außenriff. Auf dem Borkum Riffgrund dominieren in Bodennähe

west-östliche Strömungsrichtungen. Deutlich abweichende Richtungen mit relativ niedrigen

Strömungsgeschwindigkeiten treten nur bei Hoch- und Niedrigwasser auf. Die höchsten Ge-

schwindigkeiten während eines Tidezyklus werden bei Strömungen in Richtung ENE bzw.

WSW erreicht. Die maximalen Gezeitenströmungen verlaufen somit in etwa senkrecht zu

den beobachteten Kammorientierungen. Im Gebiet Sylter Außenriff treten die höchsten Strö-

mungsgeschwindigkeiten während eines Tidezyklus bei Strömungen nach SE bzw. NW auf

(Abbildung 29) und liegen somit ebenfalls in etwa senkrecht zu der beobachteten Orientie-

rung der Großrippelkämme.

In Abhängigkeit von der Korngröße des Oberflächensedimentes führen unterschiedliche

Strömungsgeschwindigkeiten zur Ausbildung charakteristischer Sohlformen am Meeresbo-

den (Abbildung 30). Die erforderliche Strömungsgeschwindigkeit, um in Feinsand (Korn-

größe 0,063-0,2 mm) Großrippeln zu bilden, liegt im Bereich von 0,6 m/s. Für Mittelsand

42


(0,2-0,63 mm) sind dagegen Strömungsgeschwindigkeiten zwischen 0,35 und 0,55 m/s aus-

reichend (Abbildung 30).

Abbildung 29: Stromfiguren zur Spring- und Nipptide für die Gebiete Borkum Riffgrund (A) und Elbe-Urstromtal in Bodennähe nach Mittelstaedt et al. (1983), verändert. Die Zahlen in der Verlängerung der Stromvektoren geben jeweils den Zeitunterschied in Stunden gegen die Hochwasserzeit bei Helgoland an. Die durch die Vektorlänge dargestellte Strömungsgeschwindigkeit lässt sich anhand der Skala in m/s ab-lesen.

Abbildung 30: Ausbildung von Sohlformen am Meeresboden in Abhängigkeit von der Korngröße des Se-dimentes und der Strömungsgeschwindigkeit nach Southard & Boguchwal (1990), vereinfacht.

43


Im Gebiet Borkum Riffgrund, wo Mittelsande vorherrschen, liegen die höchsten Strö-

mungsgeschwindigkeiten während eines Tidezyklus bei 0,4-0,45 m/s (Abbildung 29). Dabei

handelt es sich jedoch um durchschnittliche Werte, die über viele Tidezyklen gemittelt sind.

Die maximalen Strömungsgeschwindigkeiten liegen mit Werten über 1 m/s deutlich höher

(Mittelstaedt et al., 1983). In diesem Gebiet können sich also bereits unter durchschnittlichen

Bedingungen die beobachteten Riesenrippeln bilden, mit Sicherheit ist eine Bildung dieser

Bodenformen hinsichtlich der Strömungsgeschwindigkeit unter überdurchschnittlichen Be-

dingungen möglich.

Im Gebiet Sylter Außenriff sind überwiegend Feinsande vorhanden. Die höchsten Strö-

mungsgeschwindigkeiten während eines Tidezyklus liegen bei ca. 0,25-0,35 m/s (Abbildung

29) und sind somit nicht ausreichend, um Großrippeln unter durchschnittlichen Bedingungen

zu bilden. Bedingungen zur Großrippelbildung werden hier offensichtlich seltener erreicht als

auf dem Borkum Riffgrund. Seltener auftretende maximale Strömungsgeschwindigkeiten bis

ca. 1 m/s (Mittelstaedt et al., 1983) reichen aber offensichtlich aus, um episodisch die Bil-

dung von Großrippeln, wie sie in den Sonographien nachweisbar sind, zu initiieren.

Abbildung 31: Entzerrte Sonographie des Meeresbodens im Untersuchungsgebiet Borkum Riffgrund: Kometenmarken (1) hinter aufragenden Steinen. 0 : 54° 49.597’ N, 7° 36.949’ E. Oben links: Morphologie einer Kometenmarke nach Tauchbeobachtungen. a - Hindernis (Stein), b - Kometenschwanz, c - pleisto-zäner Untergrund, d - Grobsediment, e - dünne Sanddecke (aus Seibold & Berger, 1993 nach Werner et al., 1980, verändert).

44


Ebenfalls auf Strömungswirkung im Bereich des Borkum Riffgrund gehen die dort vorhan-

denen sog. Kometenmarken (Werner & Newton, 1975) zurück. Hierbei handelt es sich um

lang gestreckte, lineare Bereiche groben Sediments zwischen Gebieten feineren Materials

(Abbildung 31). Der „Kometenschweif“ setzt hinter einem Hindernis (z.B. einem Stein) an und

bildet sich stromabwärts aus. Die im Bereich des Borkum Riffgrund beobachteten Kometen-

marken haben Schweife von mehreren Metern bis wenigen Dekametern Länge, die in Rich-

tung E weisen. Sie sind folglich durch Strömungen aus W gebildet worden.

Abbildung 32: Ergebnisse der Fächerlot-Vermessungen im Messgebiet C im Mai 2003. Dargestellt ist die räumliche Verteilung von Grobsediment (dunkelgrau) und Sanden (hell- bis mittelgrau) auf der Grundla-ge von Rückstreuungswerten. Die rote Linie stellt die Grenze zwischen Grobsediment und Sanden auf der Grundlage von Vermessungen im Mai 2002 dar. Innerhalb dieses Zeitraumes kam es zu keinen nennens-werten Veränderungen in den Sedimentverteilungsmustern.

Im Jahr 1977 wurden im Messgebiet C (GPI, 1980) ca. 9 km nordwestlich der ehemaligen

FPN die Sedimentverteilungsmuster flächendeckend in einem ca. 20 km2 großen Areal auf-

genommen. Während der Vermessungen im Mai 2002 und Mai 2003 wurde dasselbe Gebiet

erneut Flächen deckend kartiert. Die im Abstand von einem Jahr (Mai 2002 – Mai 2003) auf-

genommenen Verteilungsmuster der Oberflächensedimente zeigen keine signifikanten Ände-

45


rungen (Abbildung 32). Bei der Untersuchung der längerfristigen Entwicklung stellte sich her-

aus, dass die Positionierungsgenauigkeit mit der damals angewandten DECCA-Methode

nicht ausreichend ist. Daher wurden die analogen Sonographien von 1977 gescannt und an-

hand von stabilen Passmarken am Meeresgrund (z.B. Steine und Steingruppen) georeferen-

ziert. Auf diese Weise konnte aus den vorhandenen Archivdaten das Sedimentverteilungs-

muster von 1977 rekonstruiert werden (Abbildung 33). Der Vergleich mit den modernen Ver-

hältnissen zeigt im Wesentlichen eine sehr hohe Stabilität der Sedimentverteilungsmuster im

Rahmen der Messgenauigkeit von wenigen Dekametern. Darüber hinaus konnte die Ent-

stehung einer Grobsedimentfläche nachgewiesen werden. Diese Ergebnisse deuten darauf

hin, das Sedimentverteilungsmuster mit einem hohen Korngrößenkontrast („grob-fein“), wie

sie auf dem Nordseeschelf weit verbreitet sind, zumindest auf Zeitskalen von einigen Deka-

den stabil sind, obwohl das Sediment häufig durch Strömungen und Seegang unter Sturm-

bedingungen mobilisiert werden kann.

Abbildung 33: Rekonstruiertes Mosaik auf der Grundlage von georeferenzierten analogen Seitensicht-Sonardaten von 1977. Die rote Linie stellt die Grenze zwischen Grobsediment und Sanden auf der Grund-lage von Vermessungen im Mai 2002 dar. Selbst über den Zeitraum von 25 Jahren bleiben die Vertei-lungsmuster der Oberflächensedimente im Wesentlichen stabil. Im SW ist die Entstehung einer neuen Grobsedimentfläche nachweisbar.

46


4.2 Ostsee

4.2.1 Archiv- und Literaturdaten Für den Bereich der deutschen Ostsee existieren unterschiedliche Kartenwerke, die in

Tabelle 5 zusammen gefasst sind. Diese und einige weitere Kartenwerke wurden vom Geo-

logischen Dienst von Dänemark und Grönland (GEUS) herangezogen, um eine Karte der

Oberflächensedimente als ArcView shape-Datei im Maßstab 1:500.000 zu erstellen (Her-

mansen & Jensen, 2000). Da eine eigene Kompilation auf der Grundlage derselben verfüg-

baren Karten keine besseren Ergebnisse geliefert hätte, wurde diese digitale Sedimentkarte

genutzt. Sie ist als Kartenausdruck dem Anhang beigefügt.

Tabelle 5: Karten der Oberflächensedimente aus dem Bereich der deutschen Ostsee

Autor erschienen Titel Maßstab

P. E. Nielsen 1992 Seabottom sediments around Denmark and

Western Sweden

1:500.000

E. Emelyanov et al. 1994 Bottom sediments of the western Baltic 1:500.000

E. Emelyanov et al. 1994 Quaternary deposits of the western Baltic 1:500.000

F. Tauber & W. Lemke 1995 Meeresbodensedimente in der westlichen Ostsee,

Blatt Darß

1:100.000

Jensen et al. 1996 Geologische Karte von Dänemark, Blatt Fehmarn

Belt – Arkonabecken, Spätquatäre Sedimente

1:200.000

F. Tauber et al. 1999 Meeresbodensedimente in der westlichen Ostsee,

Blatt Falser-Mön

1:100.000

Ein relativ großer Datenumfang existiert für ein im Fehmarnbelt befindliches Riesenrippel-

feld, das seit den späten 1960er Jahren Gegenstand einer Reihe von Untersuchungen des

Geologisch-Paläontologischen Instituts der Universität Kiel war. Die wesentlichen Ergebnisse

sollen im Folgenden kurz aufgeführt werden.

Nach Werner & Newton (1970) haben die im südlichen Fehmarnbelt befindlichen Riesen-

rippeln6 Kammabstände von 40-70 m sowie Höhen von 1-2 m. Sie bestehen aus Mittel- bis

Grobsand und sind deutlich asymmetrisch, wobei die steile Leeseite nach E weist. Sie wer-

den als Produkt von nach E gerichteten Einstromereignissen bei stürmischen Wetterlagen

gedeutet.

Eine Neuaufnahme des Rippelfeldes durch Werner et al. (1974) erbrachte Ergebnisse ü-

ber das Interngefüge, die Korngrößen sowie die Benthosbesiedlung. Überwiegend aus den

6 Riesenrippeln haben nach Reineck et al. (1971) Kammabstände über 30m. In der englischsprachigen Literatur werden Groß- und Riesenrippeln zusammenfassend als “dunes” bezeichnet (Ashley, 1990).

47


Ergebnissen der Makrobenthosuntersuchungen schließen die Autoren, dass sich die Rippeln

zumindest einige Jahre lang in relativer Ruhe befanden.

In den 1980er Jahren erfolgte eine weitere Bearbeitung des Riesenrippelfeldes im Rah-

men zweier Diplomarbeiten. Wittmaack (1988) untersuchte das Interngefüge und die Unter-

lage der Riesenrippeln. Diese lagern auf Geschiebemergel und die Mächtigkeit der die Rip-

pelkörper aufbauenden Sande kann bis zu 11 m betragen. Die Dynamik des Riesenrippel-

feldes war das Thema der Untersuchungen von Kaufhold (1988). Er konnte gegenüber der

Aufnahme von 1974 Veränderungen der Randlagen, Neubildungen und Auflösungen von

Riesenrippeln sowie eine Modifikation der Rippelhöhen feststellen. Auch die Benthosunter-

suchungen lieferten keine Hinweise auf längere Ruheperioden. Diese Deutungen werden

von Werner (2000) untermauert. Offensichtlich weist das Riesenrippelfeld im Fehmarnbelt

eine diskontinuierliche Mobilität auf, bei der längere Phasen der Inaktivität mit Phasen der

Umgestaltung der Riesenrippeln abwechseln. Die neueste Vermessung von Milkert & Fiedler

(2002) lässt eine Erweiterung des Riesenrippelfeldes nach W erkennen.

Aus dem Gebiet Fehmarnbelt liegen zusätzliche Archivdaten aus mehreren Quellen vor.

So wurde im Rahmen von Sedimentuntersuchungen im Fehmarnbelt (Köster & Kaufhold,

1982) ein Gebiet kartiert, das sich östlich and die im Rahmen dieses Projektes untersuchten

Flächen anschließt (Abbildung 34). Die auf der Basis von Seitensichtsonar-Vermessungen,

flachseismischen Messungen und Greiferproben erstellte Karte zeigt im wesentlichen Rest-

sedimentflächen nordwestlich der Markelsdorfer Huk und östlich der bankartigen Erhebung

Öjet. Weiter östlich dominieren feinere Sedimente (z.T. auch Schlicke), so dass sich die Ost-

grenze des Suchraumes für Steine im Fehmarnbelt aus dieser Karte ableiten lässt.

Das Riesenrippelfeld im Fehmarnbelt (Werner et al., 1974) ist in der Karte von Köster &

Kaufhold (1982) ebenfalls erfasst. Von diesem Bereich liegen darüber hinaus neue, digitale

Sonardaten vor (Milkert & Fiedler, 2002).

4.2.2 Neu erhobene Daten Die Auswahl der Vermessungsprofile erfolgte auf der Grundlage vorhandener Karten der

Oberflächensedimente. Dies sind für das Gebiet Kadetrinne die vom BSH herausgegebenen

Karten 2.901 und 2.902 (Tauber & Lemke, 1995; Tauber et al., 1999). Für den Fehmarnbelt

wurde die von R.S. Newton und F. Werner entworfene Karte der Oberflächensedimente der

Kieler Bucht herangezogen (publiziert in Seibold et al., 1971). Für den Adlergrund lag kein

hinreichend detailliertes Kartenwerk vor. Darüber hinaus wurden die bereits vorliegenden Er-

kenntnisse über Bänke in der Ostsee (Argument, 2003) in die Profilplanung mit einbezogen.

48


Abbildung 34: Geologische Übersichtskarte des westlichen Fehmarnbelts nach Köster und Kaufhold (1982).

4.2.2.1 Oberflächensedimente Auf der Grundlage der Sonographiedaten sowie der Korngrößenanalysen von Ober-

flächensedimentproben, die zur Eichung der Sonographien entnommen wurden, lassen sich

vier Sedimenttypen in den drei Untersuchungsgebieten der Ostsee identifizieren. Zusätzliche

49


Hinweise ergaben sich durch die Unterwasser-Videodaten. Folgende Sedimenttypen wurden

ausgeschieden und wie folgt definiert:

Restsedimente zeichnen sich durch eine hohe und heterogene Rückstreuung aus. In den

Sonographien sind darüber hinaus häufig Steine erkennbar. Die entnommenen Proben ent-

sprachen den Typen „gravelly sand“ und „sandy gravel“ nach Folk (1954). Die Videoauf-

nahmen zeigen häufig Steine sowie Sand und Kies mit Rippelmarken.

Mischsedimente sind in den Sonographien praktisch nicht von Restsedimenten zu unter-

scheiden. In den Sedimentproben ist jedoch ein deutlich höherer Anteil an Silt und Ton er-

kennbar. Entsprechend Folk (1954) handelt es sich demnach um „gravelly muddy sand“ und

„muddy sandy gravel“. Die Videoaufnahmen entsprachen im Wesentlichen denen der Rest-

sedimente. Beim Aufsetzen der Kamera auf dem Meeresboden machte sich der erhöhte

Silt/Ton-Gehalt jedoch durch Suspensionswolken bemerkbar.

Sande weisen eine intermediäre, homogene Rückstreuung auf. In Abhängigkeit von der

Korngröße des Sediments kann diese jedoch variieren; Grobsande erzeugen eine deutlich

höhere Rückstreuung als Feinsande. Die entnommenen Proben entsprachen den Typen

„sand“ und „slightly gravelly sand“. Im Video sind relativ eintönige Sandflächen mit Rippel-

marken erkennbar.

Schlickiger Sand/sandiger Schlick ist in den Sonographien durch eine niedrige und homo-

gene Rückstreuung erkennbar. Die entnommenen Sedimentproben konnten den Typen

„muddy sand“, „sandy mud“, „slightly gravelly muddy sand“ sowie „slightly gravelly sandy

mud“ zugeordnet werden. Im Video machte sich der erhöhte Silt/Ton-Gehalt beim Aufsetzen

der Kamera auf dem Meeresboden durch Suspensionswolken bemerkbar. Darüber hinaus

sind in der Regel keine Rippelmarken erkennbar.

Im Untersuchungsgebiet Fehmarnbelt konzentrierten sich die Arbeiten auf den westlichen

Bereich (Abbildung 5). Dieses Gebiet weist mehrere morphologische Einheiten auf. Im Nor-

den befindet sich die submarine Bank Öjet, die in ihrem flachsten Bereich eine Wassertiefe

von ca. 9 m aufweist. Der SW wird von der großräumigen Abrasionsplattform vor der Mar-

kelsdorfer Huk (Nordwestspitze Fehmarns) mit Wassertiefen bis ca. 20 m eingenommen.

Zwischen diesen Einheiten verläuft die bis zu 41 m tiefe Rinne Vinds Grav zunächst in NW-

SE-Richtung, um dann südlich des Öjet auf eine E-W-Richtung umzuschwenken. Im SE des

untersuchten Gebietes befindet sich das bereits beschriebene Riesenrippelfeld.

50


Abbildung 35: Sonographie des Meeresbodens im Gebiet Fehmarnbelt. Nähere Erläuterungen siehe Text.

Abbildung 36: Interpretation der Sonographie in Abbildung 35.

51


Den morphologischen Einheiten lassen sich im Wesentlichen charakteristische Sediment-

typen zuordnen (Abbildungen 35 und 36). Im Bereich der submarinen Erhebungen Öjet so-

wie der Abrasionsplattform vor der Markelsdorfer Huk treten weit verbreitet Restsedimente

auf. Diese gehen mit zunehmender Wassertiefe in Mischsedimente über. Diese Mischsedi-

mentzone folgt dabei dem Verlauf des Vinds Grav. Die Mischsedimente finden sich an den

Hängen der Rinne. Im Rinnentiefsten ist dagegen vorwiegend schlickiger Sand/sandiger

Schlick zur Ablagerung gekommen. Lokal treten in der Rinnenachse auch Mischsedimente

auf, was darauf schließen lässt, dass die Mächtigkeit der Schlicksedimente in der Rinne stel-

lenweise relativ gering ist. Sande finden sich im Bereich des Riesenrippelfeldes sowie nord-

westlich davon. Die bisher erhobenen sedimentologischen Daten deuten darauf hin, dass die

Rippelkörper überwiegend aus Mittelsanden bestehen. Die Rippelkämme sind in etwa N-S

orientiert. Darüber hinaus existieren Sandbänder im Bereich der Abrasionsplattform vor der

Markelsdorfer Huk.

Steine sind im Bereich der Rest- und Mischsedimentflächen weit verbreitet; es gibt jedoch

auch Bereiche, in denen keine Steine angetroffen werden (Abbildung 36). Die Besatzdichte

der Steine kann sehr unterschiedlich sein. Im Bereich der Abrasionsplattform lassen sich

mehrere lokale Anhäufungen von Steinen finden, während in anderen Bereichen die Besatz-

dichte relativ gering ist. Relativ häufig treten Steine im flachsten Bereich des Öjet auf.

Im Gebiet Kadetrinne konzentrierten sich die Untersuchungen auf den Bereich der Dar-

ßer Schwelle (Abbildungen 6 und 37). Der überwiegende Bereich des Meeresbodens wird

hier von Mischsedimenten bedeckt (Abbildung 38). Die Verbreitung der Mischsedimente

zeigt eine gute Übereinstimmung mit der generellen Topographie des Meeresbodens; sie

treten überwiegend auf Erhebungen des Meeresbodens auf. Restsedimente sind relativ sel-

ten und auf die flacheren Bereiche des Untersuchungsgebietes begrenzt.

Im SW des untersuchten Gebietes finden sich Mittel- bis Feinsande auf der Bank „Yder

Knob“ (Argument, 2003). Diese formen ein Riesenrippelfeld mit Kammabständen um 400 m

und Kammhöhen bis zu 5 m. Aufgrund der Asymmetrie der Riesenrippeln lässt sich auf eine

generelle Sandtransportrichtung nach NE schließen. Dies ist mit den bekannten Transport-

richtungen im Bereich der Darßer Schwelle (Lemke et al., 1994) in Übereinstimmung. Mit zu-

nehmenden Wassertiefen gehen die Sande in schlickige Sande/sandige Schlicke über. Im

Übergangsbereich von letzteren zu Mischsedimenten ist der Meeresboden durch extrem he-

terogene Sedimentverteilungsmuster charakterisiert. Hier findet sich ein engräumig wech-

selndes Muster von z.T. übersandeten Steinen und dazwischen liegenden Sandflächen.

Schlickige Sande/sandige Schlicke finden sich außerdem in einer Senke innerhalb der

Mischsedimentfläche. Das Auftreten von Steinen ist weitgehend an die Misch- und Restse-

dimentflächen gebunden. Sie sind im bisher untersuchten Gebiet weit verbreitet.

52


Abbildung 37: Sonographie des Meeresbodens im Gebiet Kadetrinne. Nähere Erläuterungen siehe Text.


53


Der Adlergrund stellt eine bankartige Erhebung mit Wassertiefen von z.T. weniger als

5 m am südwestlichen Ende der Rönne-Bank dar. Im kartierten Gebiet treten weiträumig

Restsedimente auf (Abbildungen 39 und 40). In den Sonographien und im UW-Video wird

ein häufig engräumiger Wechsel von Steinen, Kiesen und Sandflächen deutlich (Abbildung

41). Letztere bestehen aus Grobsanden und z.T. grobsandigen Mittelsanden. Die Steine sind

häufig mit Mytilus besiedelt. Die Verbreitung von Steinen korrespondiert nicht vollständig mit

der Lage der Restsedimentflächen. Dort, wo Restsedimente nur von einer wenige Dezimeter

mächtigen Sanddecke überlagert sind, können Steine durch diese durchspießen. Dies ist

z.B. im NE des Untersuchungsgebietes der Fall. Andererseits gibt es Bereiche innerhalb der

Restsedimentflächen, in denen fast ausschließlich Grobsande und Kiese auftreten.

Auffällig ist weiterhin das Auftreten von einige Meter breiten und mehrere 100 Meter lan-

gen Rücken (Abbildung 42). Auf diesen Rücken finden sich gehäuft Steine, während in der

näheren Umgebung oftmals Grobsand-Kies-Flächen anzutreffen sind. Die Rücken zeigen in

ihrer Orientierung Vorzugsrichtungen, die aber innerhalb des Untersuchungsgebietes variie-

ren. So treten im S bevorzugt E-W-Richtungen auf, während im N des Untersuchungsge-

bietes NW-SE-Orientierungen dominieren.

Sande treten vorwiegend im NE und in der Südhälfte des Untersuchungsgebietes auf

(Abbildung 40). Im NE bilden Mittelsande lang gestreckte Bänder von 100-200 m Breite und

mehreren Kilometern Länge. Aufgrund der geringen Sandmächtigkeit spießen hier Steine

durch die Sanddecke. Im S ist dagegen ein charakteristisches Muster von Grobsandstreifen

innerhalb einer Feinsandfläche ausgebildet. Die Grobsandstreifen sind in der Regel in De-

pressionen von wenigen Dezimetern Tiefe lokalisiert. Es gibt Anzeichen dafür, dass zumin-

dest ein Teil dieser Grobsandstreifen auf Abbautätigkeiten von Sand und Kies zurück zu füh-

ren ist. Südlich der Begrenzung der Adlergrund-Bank (Argument, 2003) treten dagegen ein-

heitliche Feinsandflächen auf.

54


Abbildung 39: Sonographie des Meeresbodens im Gebiet Adlergrund. Nähere Erläuterungen siehe Text.


55


Abbildung 41: Entzerrte Sonographie des Meeresbodens im Untersuchungsgebiet Adlergrund: Engräu-miger Wechsel von Steinen (1) und Sand-Kiesflächen mit Oszillationsrippeln (2). 0: 54° 48,24’ N, 14° 19,10’ E.

Abbildung 42: Sonographie des Meeresbodens im Untersuchungsgebiet Adlergrund. Zur besseren Visua-lisierung des ausgeprägten, kleinräumigen Reliefs wurde die Sonographie nicht korrigiert. 1 - Wassersäu-le, 2 - Rücken, 3 - akustischer Schatten, 4 - Sande, 5 - Oszillationsrippeln. 0: 54° 44,433’ N, 14° 17,533’ E.

56


4.2.2.2 Sedimentdynamik In den Untersuchungsgebieten der Ostsee lässt sich eine Vielzahl von Indikatoren für Se-

dimentumlagerungsprozesse finden. In allen Gebieten treten weit verbreitet Oszillationsrip-

peln auf. Diese lassen sich sowohl auf Sanden (aufgrund der geringen Kammabstände nur

mit UW-Video) als auch auf solchen Restsedimentflächen, die vorwiegend aus sandig-

kiesigem Material aufgebaut werden, nachweisen.

In der Kadetrinne treten darüber hinaus Riesenrippeln mit Kammabständen in der Grö-

ßenordnung von ca. 400 m auf. Vergleichbare Formen wurden von Lemke et al. (1994) auf

der Darßer Schwelle angetroffen. Ihre Entstehung wird von den Autoren mit den an der Dar-

ßer Schwelle beobachteten Strömungen in Folge der weiter oben beschriebenen Wasser-

massenzirkulation in der Ostsee in Verbindung gebracht.

Eine Vielzahl von Indikatoren für seegangs- und strömungsinduzierte Wasserbewegungen

ist im Fehmarnbelt nachweisbar. Sie umfasst nahezu das gesamte von Werner & Newton

(1975) aufgestellte Inventar von großskaligen Bodenformen, wie es exemplarisch für den

Langeland-Belt beschrieben wurde. Neben weit verbreiteten Oszillationsrippeln und dem an

anderer Stelle beschriebenen Riesenrippelfeld treten hier weiterhin Kometenmarken und

Sandbänder auf. Die Genese von Ersteren ist bereits weiter oben erläutert worden. Letztere

können als longitudinale Strömungsanzeiger gedeutet werden (Werner & Newton, 1975).

Sandbänder sind in ihrer Lage und Ausdehnung relativ stabil, was auf einen hydrodyna-

mischen Stabilisierungsprozess zurückgeführt wird (McLean, 1981). Insgesamt deuten die im

Fehmarnbelt beobachteten Bodenformen auf nach E gerichtete Strömungen, die offensicht-

lich an den hier registrierten Einstrom von Bodenwasser gekoppelt sind.

In Analogie zur Situation auf der Darßer Schwelle führt also die generelle Zirkulation von

Wassermassen zur Ausbildung unterschiedlicher Bodenformen. Inwieweit dadurch auch ef-

fektiver Sedimenttransport angezeigt wird, ist noch unklar. Das Riesenrippelfeld im Fehmarn-

belt war nach Werner et al. (1974) über mehrere Jahre lagestabil. Andererseits kommen

Kaufhold (1988) und Werner (2000) aufgrund von neueren Aufnahmen zu einem gegenteili-

gen Schluss, so dass von einer diskontinuierlichen Mobilität ausgegangen werden kann

(Werner, 2000). Sandbänder sind offensichtlich lagestabil, auch ist der Sandtransport auf

den Sandbändern deutlich reduziert (Werner et al., 1987). Die kleinskaligen Kometenmarken

dürften wohl ohnehin für eine signifikante Materialverlagerung ohne Bedeutung sein.

57


5 Zusammenfassung der Ergebnisse

Der gegenwärtige Stand der Ergebnisse ist in den Abbildungen 43 und 44 zusammen ge-

fasst. Die Karten enthalten die submarinen Bänke nach Argument (2003), mit dem Seiten-

sicht-Sonar identifizierte Bereiche des Meeresbodens mit Steinbedeckung sowie im Falle der

Ostsee zusätzlich Riesenrippelfelder.

Der Borkum Riffgrund wird von Argument (2003) als submarine Bank eingestuft. Flä-

chen deckende Vermessungen, die mit dem Seitensicht-Sonar in drei Teilgebieten durch-

geführt wurden, zeigen eine dominante Bedeckung der Meeresbodenoberfläche mit Sanden

unterschiedlicher Korngröße. Darüber hinaus konnten Anreicherungen von Steinen am Mee-

resboden nachgewiesen werden.

Auch im Gebiet Sylter Außenriff wurde auf den vermessenen Profilen eine Dominanz

von Sanden unterschiedlicher Korngröße festgestellt. Der Meeresboden fällt weitgehend re-

lativ monoton von E nach W ab. Eine Ausnahme bildet die Amrumbank (nach Argument,

2003), deren AWZ-Anteil hoch auflösend mit einem Fächerlot vermessen wurde. Anhäu-

fungen von Steinen konnten im Westteil des Gebietes Sylter Außenriff nachgewiesen wer-

den. Auffälligerweise liegen die Steine in einer NW-SE-orientierten Zone parallel zum Verlauf

der Elbe-Urstromtales konzentriert. Die räumliche Lage der Steinanhäufungen korrespondiert

gut mit den Zonen, in denen Winn und Werner (1984) Steine angetroffen haben.

Die im Fehmarnbelt befindliche Bank Öjet (Fehmarnbeltbank nach Argument, 2003) ist

großflächig mit Restsedimenten bedeckt. Im Zentralteil treten hier gehäuft Steine auf, wäh-

rend die randlichen Bereiche überwiegend von sandigem Restsediment bedeckt sind. Auf

der Abrasionsplattform vor der Markelsdorfer Huk dominieren Restsedimente mit unregel-

mäßig verteilten Steinen. Östlich dieser Fläche liegt das Riesenrippelfeld des Fehmarnbelts,

das im Wesentlichen aus Mittelsanden aufgebaut wird.

Im Gebiet Kadetrinne dominieren im Bereich der Darßer Schwelle Mischsedimente mit

zahlreichen Steinen die Meeresbodenbedeckung. Die von Argument (2003) kartierte Bank

Yder Knob ist mit Fein- bis Mittelsanden bedeckt. Diese formen ein Riesenrippelfeld mit

Kammabständen von ca. 400 m und Kammhöhen bis zu 5 m.

Der Adlergrund stellt eine submarine Bank dar (Argument, 2003). Im zentralen und

flachsten Bereich dieser Erhebung sowie westlich davon treten weit verbreitet Steine auf.

Südöstlich und südlich ist der Meeresboden auf der Bank (im Sinne von Argument, 2003) mit

Sanden unterschiedlicher Korngröße bedeckt. In diesem Bereich ist der Meeresboden groß-

flächig durch Sandabbautätigkeiten gestört.

58


Abbildung 43: Lage von Bänken (Argument, 2003) und Steinflächen in der AWZ der Deutschen Bucht.

59


Abbildung 44: Lage von Bänken (Argument, 2003), Steinflächen und Riesenrippelfeldern in der AWZ der südwestlichen Ostsee.

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Karten

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