Nicola Arndt und Matthias Pohl - Neobiota

2 Spätquartäre und holozäne Entwicklung der südlichen Nordseeküste
Im Verlaufe des Quartär hat es im Bereich des südlichen Nordseebeckens eine Vielzahl von Verschie-
bungen der Küstenlinie gegeben, wobei Kaltzeiten durch Meeresspiegel-Tiefstände und Warmzeiten
durch Meeresspiegel-Hochstände gekennzeichnet sind (STREIF 1990, FREUND & STREIF 1999). Die
geologische Überlieferung älterer, unter- bzw. mittelpleistozäner Trans- bzw. Regressionszyklen ist
hierbei recht lückenhaft, wohingegen der Übergang von der ausgehenden Weichsel-Kaltzeit in das
Holozän sowie der gesamte Verlauf der Nacheiszeit sehr gut dokumentiert und untersucht sind.
Zum Zeitpunkt maximaler Abkühlung im Weichsel-Hochglazial, zwischen 22000–18000 Jahren vor
heute, waren in Europa große Wassermassen in Form von Gletschereis gebunden. Demzufolge lag der
Nordseespiegel ca. 130 m tiefer als heute, so daß die Küstenlinie ca. 350 km nördlich der Doggerbank
verlief also ca. 650 km nordwestlich der heutigen Position. Mit der anschließend einsetzenden
Wiedererwärmung schmolz das Eis, der Meeresspiegel stieg an, und die Küstenlinie verschob sich
rasch über eine ertrinkende Landschaft hinweg landwärts und höher. Der Meeresspiegelanstieg verlief
jedoch nicht gleichmäßig, sondern war vor allem während der letzten 7500 Jahre durch eine Abfolge
von Anstiegs-, Stillstands- und Rückgangsphasen gekennzeichnet. Dieser wiederkehrende Wechsel
führte im Küstenholozän zu einer typischen Wechselfolge von klastischen Sedimenten und organischen
Ablagerungen (Abb. 1).
Im Küstenbereich wurde Torfwachstum unter anderem auch durch den stetig steigenden Meeresspiegel
begünstigt. Dieser führte im pleistozänen Hinterland zu einem Anheben des Grundwasserspiegels
sowie zu einer durch Rückstau bedingten schlechteren Entwässerung im Randbereich des saalezeitlichen
Altmoränengebietes (STREIF 1990). In Phasen rasch ansteigenden Meeresspiegels konnte das
Moorwachstum jedoch die Meeresspiegel-Anstiegsrate nicht kompensieren, so daß die Torfe unter
Salzwassereinfluß gerieten, abstarben und letztendlich von marinen Sedimenten transgressiv
überlagert wurden (Abb. 1). Im Küstenbereich werden solche Torfe, die auf eiszeitlichen
Ablagerungen entstanden sind, allgemein als Basaltorfe bezeichnet. Steht die Torfbildung jedoch in
direktem Zusammenhang mit Brackwassereinflüssen, so werden sie nach LANGE & MENKE (1967)
Basistorfe genannt. Kontakte und Überlagerungen von klastischen Sedimenten und Torf sind für die
letzten 8600 Jahre gut und häufig belegt (STREIF 1990: 181); im aktuellen Geschehen an der südlichen
Nordseeküste sind diese Vorgänge aber eine Seltenheit. Einzig am südlichen Rand des Jadebusens im
Sehestedter Außendeichsmoor findet sich noch das Beispiel eines Hochmoorrestes im direkten
Kontakt zur offenen See. Dieses Moor ist der letzte kleine Rest eines riesigen Moorkomplexes, der
ehemals große Teile des heutigen Jadebusen ausfüllte und schließlich mit dessen Einbruch ausgeräumt
wurde (BEHRE & KUČAN 1999).
Gegenläufige Prozesse, mit dem regressiven Vordringen von Küstenrandmooren auf marine
Ablagerungen, sind für Phasen verlangsamten Meeresspiegel-Anstiegs beschrieben. Die Transgression
des Torfes hielt so lange an, bis eine erneute marine Transgressionsphase das Wachstum stoppte und
die Torfe abschließend mit Sedimenten überdeckt wurden (Abb. 1). Diese sogenannten „schwimmenden
Torfe“ sind typisch für das nordwestdeutsche Küstenholozän und markieren deutlich den Außenrand
damaliger Küstenlinien. Bei den Torfen handelt es sich in der Regel um Niedermoorbildungen.
Während die Basal- bzw. Basistorfe noch häufig als Bruchwaldtorfe anzusprechen sind, treten in den
„schwimmenden Torfen“ hauptsächlich Schilf- oder Phragmites-Torfe bzw. Seggentorfe auf. Nach
STREIF (1990) bildeten sich die frühesten dieser „schwimmenden Torfe“ um 5500 bis 4800 v. Chr.
Weitere Bildungsphasen schlossen sich zwischen 3600 bis 2800 v. Chr. sowie zwischen
431