geoekosystem wybrzeŻy morskich...

Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze

Instytut Geoekologii i Geoinformacji

Zakład Geoekologii


Centrum Zintegrowanego Monitoringu Środowiska Przyrodniczego

GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH

2

UWARUNKOWANIA I FUNKCJONOWANIE

GEOEKOSYSTEMÓW WYBRZEŻY MORSKICH

PRACA ZBIOROWA POD REDAKCJĄ

ANDRZEJA KOSTRZEWSKIEGO

ZBIGNIEWA ZWOLIŃSKIEGO

MARCINA WINOWSKIEGO

Poznań-Biała Góra 2013

Uniwersytet im. Adama Mickiewicza


Zakład Geoekologii


Centrum Zintegrowanego Monitoringu Środowiska Przyrodniczego

Redakcja:

Andrzej Kostrzewski, Zbigniew Zwoliński, Marcin Winowski

Recenzent:

Marek Marciniak

Projekt okładki:

Marcin Winowski

Fotografie:

Marcin Winowski

Logo:

Mariusz Samołyk, Marcin Winowski

Redakcja techniczna, skład i łamanie tekstu: Mariusz Samołyk

WYDAWCA



Biała Góra 8, 72-500 Międzyzdroje

tel./fax.: 91 3222939

[email protected], www.bguam.amu.edu.pl

© Copyright by Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze 2013

Wydawnictwo współfinansowane przez

Polską Akademię Nauk, Regionalną Dyrekcję Ochrony Środowiska w Szczecinie

oraz ze środków projektu badawczego N N304 274340

ISBN 978-83-932529-1-6

Druk: ADVERT STUDIO www.advertdruk.pl

SPIS TREŚCI

Andrzej Kostrzewski Przedmowa 5

Zintegrowane badania geoekosystemów wybrzeża Bałtyku Południowego - propozycje programowe

Andrzej Kostrzewski Monitoring funkcjonowania i przemian geoekosystemów wybrzeża Południowego

Bałtyku 7

Badania specjalistyczne i interdyscyplinarne wybranych przejawów funkcjonowania

geoekosystemów wybrzeży morskich w warunkach zmian klimatu i narastającej antropopresji

Helena Boniecka, Agnieszka Gajda

Morfologia strefy brzegowej wybrzeża klifowego na odcinku Rewal-Pustkowo

(km 369,65-375,05) 12

Izabela Chlost

Wpływ antropopresji na zmianę stosunków wodnych Niziny Gardnieńsko-Łebskiej 15

Roman Cieśliński, Alicja Olszewska

Nowe spojrzenie na zdefiniowanie jezior strefy brzegowej południowego Bałtyku 19

Roman Cieśliński, Marcin Zieliński

Geograficzne uwarunkowania zmienności hydrochemicznej geoekosystemu Zatoki

Elbląskiej 22

Joanna Dudzińska-Nowak, Piotr Wężyk

Analiza zmian brzegu południowego Bałtyku w latach 2008-2011 na podstawie danych

lotniczego skanowania laserowego 27

Lidia Dzierzbicka-Głowacka, Maciej Janecki

Model Ecosystemu Morza Bałtyckiego – 3D CEMBS 32

Wacław Florek, Jacek Kaczmarzyk, Marek Majewski, Leszek Schiefelbein

Efektywność abrazji na wschód od Ustki 36

Marcin Hojan, Mirosław Więcław

Porównanie warunków meteorologicznych na stacji Świnoujście i Ustka oraz próba

określenia ich wpływu na procesy eoliczne na wybrzeżach klifowych południowego

Bałtyku 40

Piotr Hulisz

Możliwości potencjalnego zakwaszenia gleb w polskiej strefie brzegowej 44

Joanna Jokiel, Łukasz Pietruszyński

Zmiany retencji powierzchniowej rezerwatu przyrody Beka 48

Robert Kolander

Zastosowanie skaningu laserowego w pomiarach ilościowych abrazji na klifowym

odcinku wyspy Wolin 53

Andrzej Kostrzewski, Zbigniew Zwoliński, Mariusz Samołyk, Jacek Tylkowski, Marcin Winowski

Morfosystem wybrzeży klifowych wyspy Wolin - monitoring ostrzegawczy, program

ochrony 59

Arkadiusz Krawiec

Ingresje i ascenzje wód słonych na Wyspie Wolin 63

Agnieszka Kubowicz-Grajewska

Wpływ progów podwodnych na transformację brzegu w Gdyni Orłowie 66

Leszek Łęczyński, Agnieszka Kubowicz-Grajewska

Rola ekstremalnych wezbrań sztormowych w abrazji brzegu klifowego na przykładzie

Gdyni Orłowa 69

Mirosława Malinowska

Zmienność opadów atmosferycznych na polskim wybrzeżu Bałtyku w latach 1981-2010 72

Mirosława Malinowska, Janusz Filipiak

Wybrane ekstremalne zjawiska meteorologiczne w strefie brzegowej Południowego

Bałtyku w latach 2001-2011 75

Marta Mitręga, Witold Szczuciński, Robert Jagodziński, Marek Zajączkowski, Stanisław Lorenc

Zapis zdarzeń powodziowych w osadach południowej Zatoki Gdańskiej, Morze Bałtyckie 80

Stanisław Musielak

Procesy brzegowe na polskim wybrzeżu Bałtyku w świetle badań geologiczno-

geomorfologicznych 83

Tomasz Opara, Leszek Zaleszkiewicz, Marzenna Sztobryn, Leszek Łęczyński

Geologiczne warunki rozwoju strefy brzegowej Zalewu Puckiego w rejonie Swarzewa 88

Jacek Piskozub

Zmiany sztormowości w rejonie Południowego Bałtyku: czy znamy przynajmniej znak

trendu? 92

Grzegorz Rachlewicz, Krzysztof Rymer

Interakcja procesów fluwialnych i litoralnych w kształtowaniu rzeźby wybrzeży

Svalbardu - przykłady z Billefjorden 95

Stanisław Rudowski, Radosław Wróblewski, Katarzyna Makurat

Antropogeniczne przekształcenia barier piaszczystych, założenia a rezultaty.

Na przykładzie Półwyspu Helskiego 101

Mariusz Samołyk

Zmiany zagospodarowania przestrzennego wybrzeży wyspy Wolin w XX wieku 106

Patryk Sitkiewicz, Radosław Wróblewski

Zmienność strefy brzegowej w rejonie Władysławowa na podstawie analizy zdjęć

lotniczych 111

Kazimierz Szefler, Łukasz Sławik

Zastosowanie metod hydroakustycznych i laserowych w badaniach strefy brzegowej

Morza Bałtyckiego 115

Jacek Tylkowski

Charakterystyka statystycznych parametrów temperatury powietrza i opadów

atmosferycznych w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej 118

Marcin Winowski

Wybrane przejawy funkcjonowania zerw klifowych (wyspa Wolin) 124

Bernard Wiśniewski

Wiekowe zmiany oraz wahania sezonowe i krótkookresowe poziomu wód Morza

Bałtyckiego 128

Małgorzata Witak

Przejawy antropopresji zarejestrowane w tafocenozach okrzemkowych Zatoki Gdańskiej

i Zalewu Wiślanego 129

5

Przedmowa

W strukturze krajobrazowej Polski, ważne miejsce zajmują wybrzeża Południowego

Bałtyku. Strefa wybrzeża na terenie Polski o długości około 500 km, jest wewnętrznie

zróżnicowana, składa się z wydmowo-jeziornego i morenowego zaplecza oraz szerokiego

przedpola, które stanowi część zanurzonego lądu.

Indywidualnością geograficzną analizowanej strefy wybrzeża jest jej przejściowe

położenie między lądem, a morzem, co jednoznacznie wpływa na system współoddziaływań

pomiędzy atmosferą, morfosferą, litosferą, hydrosferą, biosferą i antroposferą. Niezwykle

zróżnicowany w czasie i przestrzeni system powiązań między w/w strefami, doprowadza

do rozczłonkowania wybrzeża na oddzielne jednostki przestrzenne - geoekosystemy.

Tak rozumiany mechanizm rozwoju wybrzeży sprawia, że są one przedmiotem badań

zarówno analitycznych, jak i kompleksowych o charakterze interdyscyplinarnym, o dużym

znaczeniu teoretycznym i aplikacyjnym.

Sprawą ciągle aktualną we współczesnych badaniach strefy wybrzeża, zarówno w skali

globalnej jak i regionalnej, jest dyskusja dotycząca rozwoju wybrzeży w warunkach

obserwowanych zmian klimatu i narastającej, różnorodnej antropopresji. Coraz więcej mamy

opracowań z zakresu studiów modelowych, z przyjęciem różnych scenariuszy rozwoju

wybrzeży. Jednak wiele prac opiera się na krótkich, często nieporównywalnych seriach

obserwacyjnych.

Należy zaznaczyć, że duży wpływ na wiarygodność studiów porównawczych mają

dobrze opracowane tematyczne bazy danych oparte na standaryzowanych seriach

obserwacyjnych.

W niniejszym opracowaniu zamieszczono prace dotyczące różnych przejawów

funkcjonowania wybrzeży południowego Bałtyku, które umożliwiają dyskusje w zakresie:

wpływu uwarunkowań morfo-litologicznych, hydrometeorologicznych na rozwój

wybrzeży,

aktualnego stanu, form zagrożeń i kierunków ochrony wybrzeży,

znaczenia wpływu procesów ekstremalnych na rozwój wybrzeży,

wpływu różnych przejawów antropopresji na rozwój wybrzeży,

organizacji Zintegrowanego Monitoringu Środowiska Przyrodniczego wybrzeży

południowego Bałtyku.

Należy stwierdzić, że sprawą zasadniczą w badaniach wybrzeży Południowego Bałtyku

jest zintensyfikowanie prac badawczych w zespołach interdyscyplinarnych, rozwinięcie

w większym zakresie studiów diagnostycznych i prognostycznych w oparciu

o zorganizowany system Zintegrowanego Monitoringu Środowiska Przyrodniczego.

Andrzej Kostrzewski

6

ZINTEGROWANE BADANIA GEOEKOSYSTEMÓW

WYBRZEŻA BAŁTYKU POŁUDNIOWEGO

– PROPOZYCJE PROGRAMOWE

GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2

___________________________________________________________________________________________________

7

Andrzej Kostrzewski

Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu


Monitoring funkcjonowania i przemian geoekosystemów

wybrzeża Południowego Bałtyku

Wprowadzenie

Współczesny system morfogenetyczny Polski północnej, obejmuje różne typy rzeźby

(Kostrzewski, Musielak 2008), które w powiązaniu z obiegiem wody, można uznać jako

autonomiczne jednostki przestrzenne - geoekosystemy (Kostrzewski 1993).

Strefa wybrzeża Południowego Bałtyku o długości około 500 km, zróżnicowana jest

wewnętrznie, obejmuje różne typy geoekosystemów o określonym obiegu materii i przepływu

energii. Sprawą pierwszorzędnej wagi jest typologia geoekosystemów, rozpoznanie ich

struktury wewnętrznej oraz ich funkcjonowania w zróżnicowanych warunkach

morfolitologicznych, hydrometeorologicznych, użytkowania terenu i antropopresji. Wybrzeża

południowego Bałtyku są intensywnie kształtowane i różnicowane w czasie i przestrzeni,

szczególnie pod wpływem zwiększonej częstotliwości wezbrań sztormowych jak również

zmian struktury użytkowania terenu (Kostrzewski, Zwoliński 1986, 1988). Brak

zorganizowanego monitoringu wybranych geoekosystemów wybrzeża Południowego

Bałtyku, stanowi niewątpliwie utrudnienie w studiach diagnostycznych i prognostycznych.

Podstawy metodologiczne i metodyczne organizacji i realizacji badań strefy wybrzeża

Rozpoznanie prawidłowości rozwoju wybrzeży Południowego Bałtyku, w różnych

warunkach morfolitologicznych, hydrometeorologicznych i użytkowania terenu, winno

stanowić podstawę organizacji zintegrowanego systemu pomiarowego i działań ochronnych.

Indywidualnością systemu morfogenetycznego strefy wybrzeża Południowego Bałtyku

jest ciągłe w czasie, zróżnicowane przestrzennie współoddziaływanie atmosfery, hydrosfery,

morfosfery, litosfery, biosfery i antroposfery.

Rozpoznanie jakościowe i ilościowe systemu współoddziaływań w/w sfer, dokonujemy

w zasięgu wybranych jednostek przestrzennych - geoekosystemów. Przyjęcie w badaniach

wybrzeży koncepcji funkcjonowanie geoekosystemu (Kostrzewski 1993), stwarza możliwość

wprowadzenia standaryzowanego systemu pomiarowego.

Geoekosystem wybrzeża jest jednostką przestrzenną o nieokreślonej randze

taksonomicznej, której wielkość zależy od przyjętego kryterium typologii. W strukturze

wewnętrznej geoekosystemu, który ma charakter systemu otwartego, heterogenicznego,

wyróżniamy - subsystemy, elementy (rzeźba, litologia, klimat, wody, użytkowanie terenu),

obiekty (urządzenia wprowadzone przez człowieka) i zjawiska (procesy fizyczne i społeczno-

ekonomiczne).


___________________________________________________________________________________________________

8

Funkcjonowanie geoekosystemu obejmuje rozpoznanie i określenie związków,

zależności, współoddziaływań między elementami, obiektami i zjawiskami. W środowisku

przyrodniczym geoekosystemu, mamy nieskończoną ilość związków, zależności, powiązań,

które zachodzą między badanymi elementami, obiektami i zjawiskami. Sprawą istotną jest

określenie hierarchii w badanym systemie powiązań i wybór do badań tych, które

są najważniejsze. Powyższe stwierdzenie o charakterze metodologiczno-metodycznym,

ma podstawowe znaczenie w organizacji systemu pomiarowego geoekosystemu.

W oparciu o rozpoznanie terenowe, przedstawiamy ideogram funkcjonowania badanego

geoekosystemu, który weryfikujemy i uszczegóławiamy (jakościowo i ilościowo) w procesie

badawczym.

Organizacja Zintegrowanego Monitoringu Środowiska Przyrodniczego geoekosystemów

wybrzeża Południowego Bałtyku

Aktualny stan geoekosystemów wybrzeża Południowego Bałtyku, jest efektem

połączenia w umiarkowanej strefie klimatycznej, uwarunkowań środowiskowych,

stymulujących relację pomiędzy poszczególnymi subsystemami stanowionych przez

m.in. zaplecze klifu (do około 500 m), klif, podnóże klifu, plażę i stok podwodny.

Zachodzące relacje pomiędzy poszczególnymi subsystemami (zróżnicowanymi

morfolitologiczne) w różnych skalach czasowych i przestrzennych, określają zróżnicowanie

morfologiczne wybrzeża oraz jego przemiany. Powyższe założenie o charakterze

metodologicznym, winno być podstawą doboru określonych metod badawczych.

Sprawą bardzo istotną z metodycznego punktu widzenia jest wybór geoekosystemów

w strefie wybrzeża, w zasięgu których organizowany będzie system pomiarowy dostawy,

obiegu energii i materii oraz odprowadzania. W organizacji monitoringu geoekosystemów,

należy przyjąć zweryfikowane standardy pomiarowe w zakresie badań terenowych

i laboratoryjnych oraz terminy obserwacji. Równolegle należy opracować system zbierania,

gromadzenia i przetwarzania danych pomiarowych.

Organizowany monitoring geoekosystemów należy powiązać z Bałtyckim Planem

Działań (koordynowanym przez Głównego Inspektora Ochrony Środowiska)

oraz monitoringami specjalistycznymi realizowanymi przez Wojewódzkie Inspektoraty

Ochrony Środowiska, Urzędy Morskie, Oddziały Instytutu Meteorologii i Gospodarki

Wodnej, Państwowego Instytutu Geologicznego, szkoły wyższe i inne instytucje.

Dobrą propozycją organizacji monitoringu środowiska przyrodniczego, wybranych

geoekosystemu wybrzeża Bałtyku Południowego jest program Zintegrowanego Monitoringu

Środowiska Przyrodniczego, który jest podsystemem Państwowego Monitoringu Środowiska

(Kostrzewski i in. 1995). W zasięgu wybranych geoekosystemów organizujemy

standaryzowany system pomiarowy, umożliwiający realizację programu ZMŚP oraz

programów specjalistycznych (m.in. monitoring stoku podwodnego, szerokości plaży, tempa

cofania brzegu, monitoring osuwisk). Zbierane dane pomiarowe stanowią podstawę studiów

diagnostycznych prognostycznych.


___________________________________________________________________________________________________

9

Wybrane przejawy funkcjonowania geoekosystemów wybrzeża Południowego Bałtyku

Stan geoekosystemu w momencie obserwacji oraz jego przemiany w czasie i przestrzeni,

określone są uwarunkowaniami o charakterze globalnym, regionalnym i lokalnym.

Uwarunkowania o charakterze globalnym regulują wieloletnie i sezonowe zmiany

funkcjonowania umiarkowane strefy klimatycznej oraz oceanu światowego w tym także mórz

wewnętrznych. Natomiast uwarunkowania regionalne to głównie typ morfolitologiczny,

użytkowania i przebieg wybrzeża, z kolei lokalne to m.in. obieg wody w strefie wybrzeża

i różnokierunkowa działalność człowieka.

Zmiany przedstawionych uwarunkowań nie są synchroniczne, występują w różnych,

zmiennych w czasie i przestrzeni powiązaniach, wywołują różne przejawy funkcjonowania

geoekosystemów wybrzeży Bałtyku Południowego.

Szczególnym przejawem funkcjonowania geoekosystemów Bałtyku Południowego,

są procesy ekstremalne często o charakterze katastrofalnym, wywołanym przez sztormy

o różnej częstotliwości i przebiegu. Zjawisko clusteringu, a więc zwiększonej częstotliwości

sztormów w krótkich przedziałach czasowych, jest także właściwością ewolucji

geoekosystemów wybrzeża Bałtyku Południowego.

Efektem zwiększonej częstotliwości sztormów są duże zmiany i zmienność

w funkcjonowaniu geoekosystemów w cyklu rocznym i wieloletnim. Sztormy generują

w strefie wybrzeża procesy hydro-morfologiczne, zmieniają system denudacyjny wybrzeża,

a w konsekwencji typ wybrzeża. Powtarzalne kartowanie morfologiczne prowadzone

na wybranych odcinkach wybrzeża klifowego wyspy Wolin (Kostrzewski, Zwoliński 1998)

pozwalają stwierdzić, że skutkiem sztormów jest całkowita zmiana morfologii wybrzeża

i jego przebiegu. W okresie międzysztormowym, obserwujemy ożywioną działalność

procesów stokowych, które określają nowe funkcje morfodynamiczne wybrzeża.

Prawidłowość ewolucji geoekosystemów wybrzeża Bałtyku Południowego można

zdefiniować w sposób następujący – rozwój geoekosystemów ma charakter cykliczny, okresy

równowagi dynamicznej z ustabilizowaną strukturą wewnętrzną geoekosystemów przerywane

są procesami o charakterze ekstremalnym (często ze skutkami katastrofalnymi), które

doprowadzają do zmiany struktury wewnętrznej geoekosystemu wybrzeża i równocześnie

inicjują nowy cykl rozwoju sterowany uwarunkowaniami i charakterze globalnym,

regionalnym i lokalnym.

Podsumowanie

Badania geoekosystemów wybrzeża Południowego Bałtyku, należy oprzeć

na uzgodnionych założeniach metodologicznych i metodycznych. Dobrą sprawdzoną

propozycją, jest oparcie organizacji i realizacji monitoringu geoekosystemów wybrzeża

na założeniach Zintegrowanego Monitoringu Środowiska Przyrodniczego (Kostrzewski

i in. 1995). Opracowane tematyczne bazy danych, zawierające zweryfikowane wieloletnie

dane pomiarowe, winny być podstawą studiów porównawczych oraz programu

zrównoważonego rozwoju wybrzeży Południowego Bałtyku.


___________________________________________________________________________________________________

10

Bibliografia:

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1986: Kartowanie morfologiczne współczesnego systemu

denudacyjnego wybrzeży klifowych Wyspy Wolin: propozycja sygnatury. Spraw. PTPN, 103,

s. 49-52.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1988: Morphodynamics of the cliffed coast, Wolin Island. Geographia

Polonica, 55, s. 69-81

Kostrzewski A., 1993: Zintegrowany Monitoring Środowiska Przyrodniczego – monitoringiem

funkcjonowania geoekosystemów. W: ZMŚP, monitoring geoekosystemów, s. 11-20.

Kostrzewski A., Mazurek M., Stach A., 1995: Zintegrowany Monitoring Środowiska Przyrodniczego.

Zasady organizacji i system pomiarowy, wybrane metody badań. Biblioteka Monitoringu

Środowiska. Warszawa, s. 255.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1998: Wpływ sztormów na rzeźbę wybrzeża klifowego wyspy Wolin.

The influence of storms on relief of the cliff coasts of Wolin Island. W: K. Pękala (red.), Główne

kierunki badań geomorfologicznych w Polsce. Stan aktualny i perspektywy. IV Zjazd

Geomorfologów Polskich. UMCS, Lublin: 129-132.

Kostrzewski A., Musielak S., 2008: Współczesna ewolucja rzeźby wybrzeża Południowego Bałtyku.

[W:] Współczesne przemiany rzeźby Polski, Starkel L., Kostrzewski A., Kotarba A., Krzemień K.,

(red), Wydawnictwo IGiGP UJ, Kraków: 283-291


___________________________________________________________________________________________________

11

BADANIA SPECJALISTYCZNE I INTERDYSCYPLINARNE

WYBRANYCH PRZEJAWÓW FUNKCJONOWANIA

GEOEKOSYSTEMÓW WYBRZEŻY MORSKICH

W WARUNKACH ZMIAN KLIMATU

I NARASTAJĄCEJ ANTROPOPRESJI


___________________________________________________________________________________________________

12

Helena Boniecka

Agnieszka Gajda

Instytut Morski w Gdańsku

Zakład Hydrotechniki Morskiej

Morfologia strefy brzegowej wybrzeża klifowego na odcinku

Rewal-Pustkowo (km 369,65-375,05)

Odcinek brzegu klifowego Rewal-Pustkowo stanowi północną granicę Wysoczyzny

Rewalskiej i znajduje się na obszarze Wybrzeża Trzebiatowskiego.

Na tym odcinku występują klify aktywne, będące w fazie ciągłego rozwoju, zbudowane

z piaszczysto - gliniastych osadów deluwialnych i koluwialnych (spływy, obrywy, osuwiska).

W okresie 2008-2012 (z wyłączeniem roku 2009) dla odcinka brzegu Rewal-Pustkowo

Zakład Hydrotechniki Morskiej Instytutu Morskiego w Gdańsku wykonywał na zlecenie

Urzędu Morskiego w Szczecinie, opracowania dotyczące założeń do sztucznego zasilania

plaż.

Badania prowadzono na czterech odcinkach brzegu, o łącznej długości 5,0 km, podczas

czterech serii pomiarowych:

Rewal km 369,65-371,65, w roku 2008,

Trzęsacz km 372,80-373,80, w roku 2010,

Trzęsaczu km 371,80-372,90, w roku 2011,

Pustkowo km 374,15-375,05, w roku 2012.

Zleceniodawca (Urząd Morski) dostarczył Zakładowi Hydrotechniki Morskiej wyniki

pomiarów batymetrycznych (co 100 m) i niwelacyjnych (co 50 m) przeprowadzonych

w strefie brzegowej rejonu projektowanych prac zasileniowych. Pomiary niwelacyjne brzegu

objęły plażę, wydmę przednią na odcinkach jej występowania oraz zbocze klifu wraz z jego

koroną. Dla każdego z miejsc wykonano profilowanie poprzeczne oraz mapę sytuacyjno-

wysokościową rejonu badań.

Podczas każdej z czterech serii badań terenowych, wykonano wizję terenową wraz

dokumentacją fotograficzną i notatką opisującą aktualny stan brzegu. Pobrano również próby

osadów powierzchniowych.

Pomiary sytuacyjno-wysokościowe plaży i klifu, obok danych zgromadzonych w Banku

Danych o Strefie Brzegowej BRZEG, były podstawą oceny morfometrycznej

i morfologicznej stanu strefy brzegowej w rejonie Rewala-Pustkowa.

W celu wykonania parametryzacji morfometrycznej nadbrzeża i przybrzeża

wykorzystano procedurę zaproponowaną przez Mielczarskiego (1964) i Dubrawskiego

(2001). Wybrane parametry przedstawiono w postaci statystycznej oraz graficznej.

Na podstawie wydruków profili nadbrzeża wyznaczono a następnie zmierzono

lub obliczono parametry liniowe i powierzchniowe nadbrzeża, takie jak: wysokość, szerokość


___________________________________________________________________________________________________

13

i powierzchnia plaży, wysokość, szerokość i powierzchnia klifu oraz wypełnienie plaży.

Podobnie, na podstawie wydruków profili przybrzeża wyznaczono a następnie zmierzono

parametry liniowe, takie jak: szerokość skłonu brzegowego (sb), szerokość strefy rew (sr),

szerokość aktywnego skłonu przybrzeża (sb+sr), szerokość skłonu za strefą rew do głębokości

10 m (sg) oraz szerokość przybrzeża od linii brzegowej do głębokości 10 m (sp), a następnie

wykorzystano je do analizy stanu przybrzeża oraz analizy rankingowej odporności strefy

aktywnej przybrzeża.

Następnym etapem było określenie wielkości przekrojów następujących form

przybrzeża: powierzchnia przekroju skłonu brzegowego (Psb), powierzchnia przekroju rew

(Pr), powierzchnia przekroju skłonu za strefą rew (Psg) oraz powierzchnia przekroju

przybrzeża do 10 m ppm (Psp).

Dane te obok parametrów liniowych posłużyły do wyznaczenia układów erozyjno-

akumulacyjnych nadbrzeża i przybrzeża w rejonie Rewal- Trzęsacz-Pustkowo. Uzyskane

wyniki wyraźnie różnicują ten rejon wybrzeża od parametrów stwierdzonych dla odcinków

brzegów klifowych Zatoki Gdańskiej.

Obliczono również wypełnienie skłonu przybrzeża, które jest traktowane, jako wskaźnik

erozji.

Dla badanego odcinka brzegu (km 369,65-375,05) stosując schemat obliczeniowy

wypracowany w ramach prac nad Strategią ochrony brzegów morskich, obliczono także

powierzchnię umownego przekroju strefy brzegowej (A). Przyjęto, że odcinki brzegu,

dla których wartości A<Aśr, podlegają erozji a odcinki o wartości A>Aśr mają charakter

akumulacyjny. Na podstawie odchylenia wartości A dla poszczególnych profili od wartości

Aśr dla całego analizowanego zbioru (np. dla rejonu morfologicznego) wyznaczono zasięg

erozji strefy brzegowej oraz oszacowano deficyt osadów w tej strefie.

Dodatkowo pracę wzbogacono o wyniki uziarnienia osadów strefy brzegowej.

Strefa brzegowa km 369,65–375,05 została opróbowana zgodnie z zasadami Banku

Danych o Strefie Brzegowej BRZEG. Poboru prób dokonano w systemie morfologicznym,

z większości charakterystycznych punktów brzegu i dna do głębokości 8,0 m, co pozwoliło

na bezpośrednie powiązanie form dna ze składem osadów, stanowiąc podstawę

do opracowania ich przestrzennego zróżnicowania.

Podczas czterech prób pomiarowych, w okresie 2008-2012 (z wyłączeniem roku 2009)

w strefie nadwodnej pobrano 253 próby osadów na 104 profilach (podczas czterech serii

pomiarowych), rozmieszczonych, co 100 m. W strefie przybrzeżnej pobrano od 6-8 prób

osadów na profilu, łącznie 329 próby.

Analizę granulometryczną wykonano zgodnie ze standardami określonymi w polskiej

normie PN-88/B-04481.

Do obliczeń wskaźników uziarnienia wykorzystano przygotowaną w programie pakietu

Microsoft Office, Microsoft Office Excel 2003 nakładkę. Posłużyła ona do zestawienia

danych dotyczących zawartości procentowej frakcji na poszczególnych sitach.

Przy jej pomocy obliczono także parametry pojedynczych prób oraz opracowano średnie


___________________________________________________________________________________________________

14

parametry uziarnienia dla strefy brzegowej i strefy przybrzeżnej metodą graficzną wg wzorów

Folka i Warda (1957).

Uzyskane wyniki analiz granulometrycznych opracowano w sposób umożliwiający

ocenę osadów stref morfologicznych brzegu i dna. Posłużyły one do wykonania w programie

Arc GIS 10 mapy uziarnienia osadów strefy przybrzeżnej na odcinku km 369,65-375,05 która

może pełnić funkcję pomocniczą w analizie kierunku transportu osadów w strefie

przybrzeżnej.


___________________________________________________________________________________________________

15

Izabela Chlost

Uniwersytet Gdański

Katedra Hydrologii

Wpływ antropopresji na zmianę stosunków wodnych

Niziny Gardneńsko-Łebskiej

Nizina Gardneńsko-Łebska (ryc. 1), prezentuje szereg cech geograficznej

indywidualności. Wynika to z jej położenia w strefie brzegowej południowego Bałtyku, przez

co stosunki wodne niziny należą do szczególnie interesujących. Obszar niziny wyniesiony jest

zaledwie od 0 do 5 m n.p.m. i charakteryzuje się specyficznymi warunkami wodnymi,

na które składa się bogactwo różnorodnych obiektów hydrograficznych (jeziora przybrzeżne,

rzeki, strumienie, podmokłości). Ich istnienie jest efektem wielorakich czynników. Z jednej

strony to rezultat geologicznej przeszłości i genezy formowania równiny aluwialnej.

Z drugiej, współcześnie zachodzących tu zjawisk, pozostających w ścisłym związku

z wahaniami głównej bazy drenażu (Morze Bałtyckie) i wreszcie silnie rozbudowanego

zaplecza lądowego reprezentowanego przez dorzecza rzeki Łupawy i Łeby. Stąd, na obszarze

niziny dochodzi do bezpośredniego kontaktu wód z trzech odmiennych pod względem cech

i uwarunkowań dynamicznych środowisk wodnych: morskiego, lądowego i atmosferycznego.

Pod koniec XVIII wieku, obszar Niziny Gardneńsko-Łebskiej stał się wartościowy dla

człowieka. Podjął on działania zmierzające do przystosowania niziny do zmieniających się

potrzeb gospodarki, poprzez wprowadzenie melioracji rolnych. W ich wyniku, obraz

pierwotnego systemu hydrograficznego niziny uległ całkowitemu przebudowaniu. W efekcie,

obok naturalnych, spotykane są współcześnie na nizinie sztuczne obiekty wodne, będące

rezultatem aktywności antropogenicznej (stawy, kanały, rowy melioracyjne). Osobno, obiekty

naturalne jak i sztuczne, pełnią odmienne funkcje hydrologiczne, jednak jako całość tworzą

układ hydrograficzny pozostający we wzajemnych stosunkach hydraulicznych,

o skomplikowanym sposobie krążenia wody.

W związku z powyższym, główny cel opracowania koncentruje się na chronologicznym

odtworzeniu zmian warunków wodnych Niziny Gardneńsko-Łebskiej na przestrzeni ostatnich

200 lat, ich kierunku oraz uchwyceniu następstw zarówno w hydrosferze jak też w sposobie

gospodarczego wykorzystania obszaru. Podstawą rekonstrukcji, stała się treść szczegółowych

map topograficznych w skali 1: 25 000 z trzech sekwencji czasowych: 1836-1837

(Urmesstischblätter), 1928-1936 (Meßtischblatt) oraz 1976-1986 (mapy wojskowe), z których

wypreparowano tkankę wodną, a następnie wzajemnie porównano. W wybranych

przypadkach dokonano obliczeń kartometrycznych. Informacje uzyskane z map zostały

uzupełnione o dane z literatury (Dreyer 1913, Malotki 1932, Lindmajer 1981, Szopowski

1962, Stelmachowska 1963, Szalewska 1984, Hinterpommern 1929).


___________________________________________________________________________________________________

16

Ryc. 1. Obszar badań

Przeprowadzone studia pozwoliły na wyróżnienie siedmiu etapów zmian sieci

hydrograficznej, powstałych w wyniku różnego stopnia natężenia prac melioracyjnych.

Okres pierwszy (1750-ok. 1800) charakteryzował się pionierskimi (zarejestrowanymi

na mapach) robotami odwadniającymi w zakresie melioracji podstawowych i szczegółowych,

w celu polepszenia warunków glebowych. Powstały wówczas funkcjonujące do dnia

dzisiejszego kanały: Łebski, Żarnowski, Gardno-Łebsko, Łupawa-Łebsko. Rzeki i strumienie

zachowały naturalny typ rozwinięcia. W strukturze użytkowania gruntów dominowały

podmokłości, a nieliczne pastwiska i łąki stanowiły wyizolowane enklawy.

Lata 1800-1840 to okres zastoju, spowodowany brakiem nakładów finansowych

na utrzymanie istniejącej infrastruktury melioracyjnej i kolejne inwestycje, w związku

z trudną sytuacją polityczno-ekonomiczną państwa pruskiego. Jego konsekwencją była

częściowa utrata drożności układu kanałów i rowów na terenie Niziny Gardneńsko-Łebskiej.

Po okresie stagnacji nastąpił etap rekonstrukcji i konserwacji zapuszczonego uprzednio

systemu odwadniającego (1840-1880). Czas ten charakteryzował się budowaniem podstaw

prawnych, a następnie tworzeniem instytucji i spółek wodnych zajmujących się pracami

w dziedzinie gospodarki wodnej (Koszaliński Fundusz Melioracyjny – 1846 r., Spółka

ds. melioracji bagien Łeby -1868 r.). Dokonano wówczas renowacji urządzeń melioracyjnych

znajdujących się w rejonie Przybynina i Łokciowego (mokradła smołdzińskie) oraz

odtworzono system kanałów w pradolinie rzeki Łeby.

Kolejny etap (1980–1945) wyróżnił się największymi zmianami w sieci hydrograficznej

Niziny Gardneńsko-Łebskiej, zapoczątkowany wdrożeniem Prawa o spółkach wodnych

(1879) oraz działalnością Prowincjonalnej Komisji Bagiennej dla Pomorza (1897) (Dreyer

1913, Lindmajer 1981). W efekcie, regulacji warunków odpływu poddano dna dolin

rzecznych Łupawy i Łeby oraz mniejszych cieków: Pustynki, Skórzynki, Główczyckiego

Strumienia, Brodny i in. Zdrenowano ogromne obszary Wielkiego Bagna Objazdy oraz


___________________________________________________________________________________________________

17

zabagnione tereny położone wokół jeziora Łebsko i Sarbsko, włączając je w polderowy

system odwadniania. Prace melioracyjne przebiegały z różną intensywnością, przez

co gęstość sieci wodnej była zróżnicowana. Największa koncentracja rowów występowała na

obszarze Ciemińskich Błot i w rejonie wsi Wolinia, przekraczając 20 km∙km-2 (Chlost 2010).

Żywiołowy rozwój melioracji zaowocował zmianami w sposobie użytkowania ziemi.

Zwiększył się areał łąk i pól ornych, powierzchni leśnych oraz obszarów objętych robotami

górniczymi (kopalnictwo torfu).

Lata powojenne 1945-1965 zapisały się jako okres zmniejszenia drożności systemów

melioracyjnych wskutek zaniedbań i braku konserwacji. W ich wyniku wtórnemu zabagnieniu

uległy obszary położone w sąsiedztwie jezior przymorskich i w pradolinie Łeby, przez

co zostały wyłączone z produkcji rolniczej.

Wznowienie i dalszy rozwój robót odwadniających nastąpił w latach 1965-1993.

Powstałe w tym okresie projekty melioracyjne skupiały się na przystosowaniu obszaru

do potrzeb uprzemysłowionych metod upraw i mechanizacji rolnictwa (PGR-y). Zmieniła się

koncepcja odwadniania, kładąc nacisk na podziemny sposób odprowadzania wody za pomocą

sączków, syfonów i drenów. Zmniejszyła się liczba rowów szczegółowych oraz ich parametry

(głębokość i szerokość). W ramach prowadzonych zadań, dokonano regulacji mniejszych

cieków i wybudowano jednostki o grawitacyjnym spływie wody oraz poldery o obiegu

wymuszonym. Wynikiem tych działań była dalsza redukcja terenów podmokłych, zwłaszcza

na terenie Wielkiego Bagna Objazdy oraz silne zgeometryzowanie sieci wodnej. Gospodarka

rolna na terenie Niziny Gardneńsko-Łebskiej koncentrowała się na chowie bydła i trzody

chlewnej, dlatego pod względem agrotechnicznym jej obszar był wykorzystywany jako

pastwiska i łąki kośne. Nastąpił dalszy wzrost zalesienia. Ważnym rodzajem użytkowania

bagien i łąk stało się wydobycie torfu, przybierające miejscowo skalę przemysłową (Zakłady

Torfowe w Krakulicach).

Ostatni etap zmian stosunków wodnych Niziny Gardneńsko-Łebskiej datowany jest

od roku 1993 do lat obecnych. To okres dostosowania istniejącego układu hydrograficznego

do zmieniających się po upadku PGR-ów form użytkowania terenu. Priorytetem stała się

ochrona środowiska. Zaznaczył się wzrost znaczenia Słowińskiego Parku Narodowego,

zwłaszcza w dziedzinie rekultywacji podmokłości.

Obraz współczesnych stosunków wodnych Niziny Gardneńsko-Łebskiej, jest

odzwierciedleniem postępujących w ciągu ponad 200 lat zabiegów odwadniających

i regulacyjnych, dokonanych ludzką ręką. Ich konsekwencją stał się nowy system

hydrograficzny, który spowodował zmianę organizacji odpływu naturalnego, podziemnego,

w odpływ wygenerowany sztucznie za pomocą gęstej, powierzchniowej sieci kanałów

i rowów. Pierwotnie retencyjny charakter niziny, o bogatych zasobach wód podziemnych,

został odwrócony i współcześnie pełni ona funkcję tranzytową. Przywróceniu warunków

wodnych zbliżonych do naturalnych, służyć mają wprowadzane stopniowo zabiegi ochronne.


___________________________________________________________________________________________________

18

Bibliografia:

Chlost I., 2010: Kartograficzny zapis zmian sieci wodnej Niziny Gardneńsko-Łebskiej w okresie XIX

i XX wieku [w:] A. Koniecki, A. Baczyńska, (red.) Zmiany stosunków wodnych w czasach

historycznych. Seria: Studia i Prace z Geografii i Geologii nr 9, Bogucki Wyd. Naukowe. Poznań,

s.17-31.

Dreyer J. Dr, 1913/14: Die Moore Pommerns, ihre geographische bedingtheit und

wirtschaftsgeographische bedeutung, Greifswald. Przekład H. Sznytka, ss. 319.

Hinterpommern, Wirtschafts und Kulturaufgaben eines Grenzbezirks, 1929: Stettin, Gutenberg-Haus.

Przekład H. Sznytka, ss. 520.

Lindmajer J., 1981: Przemiany gospodarcze na terenie rejencji koszalińskiej w latach 1850-1914.

Biblioteka Słupska, t. 31. Słupsk-Koszalin, ss.299.

Malotki M., 1932: Die Entwircklung der Landwirtschaft Hinterpommerns bis zum Ende des 18.

Jahrhunderts – unter besonderer Berücksichtigungder durch Friedrich d. Gr. geschaffenen großen

Meliorationen, Treptow (Rega). Przekład H. Sznytka, ss. 141.

Stelmachowska B., 1963: Słowińcy i ich kultura. Biblioteka Słupska, t. 11, Poznań-Słupsk, ss. 154.

Szalewska E., 1984: Ewolucja struktury przestrzennej obszaru Słowińskiego Parku Narodowego wraz

z obszarem bezpośredniej strefy ochronnej w latach 1880-1990. Praca doktorska wykonana

w Katedrze Urbanistyki i Planowania Regionalnego Wydziału Architektury Politechniki Gdańskiej,

Gdańsk. Maszynopis, ss. 265.

Szopowski Z., 1962: Małe Porty Pomorza Zachodniego w okresie do drugiej wojny światowej, IBW

PAN Gdańsk, PWN, Warszawa-Poznań.


___________________________________________________________________________________________________

19

Roman Cieśliński

Alicja Olszewska


Katedra Hydrologii

Wpływ antropopresji na zmianę stosunków wodnych

Niziny Gardneńsko-Łebskiej

Złożoność stosunków wodnych południowych wybrzeży Bałtyku wynika z licznych

uwarunkowań na nie oddziaływujących, przede wszystkim klimatu, rzeźby i hydrografii

terenu, działalności człowieka, transportu oraz gospodarki polderowej lub okresowe

oddziaływanie morza.

W pracy pod pojęciem wybrzeża (strefy brzegowej) rozumiany jest pas lądu, którego

granica południowa opiera się o poziomicę 10 m n.p.m. (Bogdanowicz, Cieśliński 2007)

(ryc.1.). Poprzez takie określenie zasięgu strefy brzegowej zdołano dokładnie oszacować

ilości jezior położonych w jej zasięgu, wynoszącą 118 (o powierzchni >1 ha oszacowano ich

liczbę na 83).

Ryc.1. Zasięg strefy brzegowej południowego Bałtyku

Jeziora występujące na wybrzeżu cechują się zróżnicowaniem chemicznym

i biologicznym ich wód determinowane przez intensywność występowania intruzji wód

morskich (Drwal, Cieśliński 2007), dopływ wód słodkich z dorzecza oraz działalność

człowieka, ale również zróżnicowaniem morfometrycznym (nieduża głębokość średnia

i maksymalna oraz znaczna powierzchnia). Charakteryzują się one ścisłym powiązaniem

z główną bazą drenażową, którą stanowi akwen morski oraz z zapleczem lądowym,

alimentującym wody spływające z ich zlewni, co w rezultacie często ułatwia tworzenie

skomplikowanych układów hydrograficznych (Drwal 1995).


___________________________________________________________________________________________________

20

Dotychczas za jeziora przybrzeżne uznawano większość zbiorników położonych

w strefie brzegowej rozpatrując morfogenezę ich mis. Niniejsza praca ma dać odpowiedź czy

rzeczywiście są to wyłącznie jeziora przybrzeżne, czy raczej obiekty o zupełnie innym

charakterze hydrologicznym i hydrochemicznym, przez co powinno przypisać się im nową

nazwę. W ramach weryfikacji zdefiniowania jezior strefy brzegowej posłużono się przede

wszystkim określeniem ich hydrogenezy.

Obszar badań obejmował polską część wybrzeża południowego Bałtyku na odcinku

pomiędzy Władysławowem, a wyspą Wolin oraz deltę Wisły. Szczegółowymi badaniami

objęto 25 jezior charakteryzujących się dużym zróżnicowaniem morfometrycznym,

morfogenetycznym i hydrograficznym. Badania własne objęły okres11 lat kalendarzowych

(2002-2012), zaś pomiary i obserwacje prowadzono we wszystkich sezonach roku, a także

przy zróżnicowanych warunkach pogodowych i odmiennych warunkach hydrologicznych.

W zależności od układu hydrograficznego zrealizowano od 16 do 40 serii pomiarowych.

Uzyskane wyniki wykazały, że analizowane jeziora różnią się między sobą nie tylko

składem fizyczno–chemicznym ich wód, lecz w głównej mierze stopniem i okresem

dominacji określonych wskaźników chemicznych występujących w ich wodach (w znacznym

stopniu dotyczyło to wskaźników odmorskich, a w szczególności jonu chlorkowego).

Stwierdzić można tu również, że istnieje strefowość zasolenia wód jezior przybrzeżnych

w układzie północ-południe, a niekiedy również w układzie wschód-zachód. Ponadto analiza

uzyskanych wyników potwierdziła, że zasilanie jezior wodami podziemnymi od strony morza

obejmuje jedynie jeziora położone w wąskim pasie wybrzeża do 150 metrów od linii

brzegowej morza (Pietrucień 1983), zaś w przypadku większości jezior nie dochodzi

do napływu wód morskich drogą podziemną. Odległość tych jezior od linii brzegowej morza

zdecydowanie przekracza 150 metrów, jak również nigdy nie zaobserwowano zasolenia

ich wód (stężenia chlorków najczęściej nie przekraczały 100 mg Cl- dm-3).

Ze względu na czynniki decydujące o zróżnicowaniu hydrochemicznym jezior,

tj.: stopień izolacji jezior względem oddziaływania Morza Bałtyckiego, filtrację wód z morza

do jeziora drogą podziemną, stopień zasolenia wody oraz jego czasowa zmienność, czy

istniejące połączenia z morzem (wraz z określeniem ich drożności), stworzono odrębną

klasyfikację jezior przybrzeżnych. W propozycji nowej klasyfikacji hydrogenetycznej

analizowanych obiektów wyróżnia się: laguny, jeziora przymorskie, jeziora przybrzeżne

izolowane, jeziora przybrzeżne o wodach słodkich, jeziora przybrzeżne o wodach okresowo

słonawych, jeziora przybrzeżne antropogenicznie przeobrażone. Pomimo faktu,

że opracowany podział został oparty na analizie wielu uwarunkowań, można stwierdzić,

że o przynależności określonego obiektu do danego typu tej klasyfikacji może zadecydować

oddziaływanie jednego konkretnego uwarunkowania.


___________________________________________________________________________________________________

21

Bibliografia

Bogdanowicz R., Cieśliński R., 2007: Specyfika problematyki oceny jakości wód jezior

przybrzeżnych. R. Wiśniewski i J. Piotrkowiak (red.), Ochrona i rekultywacja jezior, Wyd.

Polskiego Zrzeszenia Inżynierów i Techników Sanitarnych, Toruń, 11-26.

Drwal J., 1995: Impact of the Baltic Sea on ground water and surface water in Żuławy Wiślane

(Vistula Delta), Journal of Coastal Research, Spec. Issue, No 22; Polish Coast: Past, Present and

Future, 165-171.

Drwal J., Cieśliński R., 2007: Coastal lakes and marine intrusions on the southern Baltic coast,

Oceanological and Hydrobiological Studies, Vol. XXXVI, No. 2 2007, 61–75.

Pietrucień Cz., 1983: Regionalne zróżnicowanie warunków dynamicznych i hydrochemicznych wód

podziemnych w strefie brzegowej południowego i wschodniego Bałtyku, Wyd. UMK, Toruń,

ss. 269.

http://www.oandhs.org/categoryB.php?category=40


___________________________________________________________________________________________________

22

Roman Cieśliński

Marcin Zieliński


Katedra Hydrologii

Geograficzne uwarunkowania zmienności hydrochemicznej

geoekosystemu Zatoki Elbląskiej

Zalew Wiślany to drugi pod względem wielkości zalew w strefie brzegowej

południowego Bałtyku. Względem położenia należy on do kategorii wód przejściowych

pomiędzy wodami lądowymi a morzem (Maciejewski i in. 2004). Na podstawie typologii wód

w Polsce, zaliczyć go można do wód przejściowych o charakterze laguny (Krzymiński

i in. 2004). Majewski (1972, 1994) taki typ wód nazywa estuarium. Zalew Wiślany stanowił

dawniej jeden z głównych recypientów wód Wisły. Po odcięciu ramion delty od głównego

koryta Wisły, w Zalewie znacznie wzmogła się rola czynnika morskiego (Majewski 1960).

Obecnie jest on prawie zamknięty. Jedyny kontakt z wodami morskimi odbywa się poprzez

Cieśninę Pilawską, we wschodniej części Zalewu, na terytorium Rosji (ryc. 1.). Można więc

uznać go za przykład geoeksystemu w którym widoczne jest oddziaływanie tak akwenu

morskiego, jak i zaplecza lądowego.

Ryc. 1. Zalew Wiślany (Cieśliński 2002)

Geoekosystem to jednostka przestrzenna, która posiada nieokreśloną rangę taksonomiczą

(Kostrzewski 1986). Funkcjonowanie geoekosystemu obejmuje rozpoznanie relacji, jakie

zachodzą pomiędzy elementami, subsystemami i geoekosytemami położonymi w sąsiedztwie.

Na uwarunkowania funkcjonowania geoekosystemu składają się: położenie geograficzne,

geologia, rzeźba terenu, klimat, obieg wody, świat roślinny i zwierzęcy, działalność człowiek.

Niniejsza praca skupia się na dwóch uwarunkowaniach, mianowicie: klimacie oraz obiegu

wody.

Jednym z akwenów wydzielonych z Zalewu Wiślanego jest Zatoka Elbląska.

Jest to najbardziej wysunięty na południe obiekt Zalewu Wiślanego. Ma kształt prostokąta


___________________________________________________________________________________________________

23

o długości 7,5 km, szerokości około 1,0 km (Błaszkowski i in. 1998). Jej powierzchnia jest

niewielka i liczy zaledwie 7,0 km2. Cały akwen jest bardzo płytki. Średnia głębokość wynosi

1,0 – 1,5 m. Dopiero na samej granicy Zatoki i otwartych wód Zalewu Wiślanego, pojawiają

się głębokości rzędu 2,0 m. Jego wydzielenie związane jest z odmiennymi warunkami

hydrologicznymi i hydrochemicznymi. Wpływ na ten obiekt ma nie tylko sam Zalew

Wiślany, ale także zaplecze lądowe w postaci spływu potamicznego z delty Wisły

i Wysoczyzny Elbląskiej oraz wymuszone przeżuty wody z otaczających zatokę polderów.

Za dopływ potamiczny od Zatoki Elbląskiej odpowiedzialne są cieki, które mają w niej

swoje ujście. Są to: Elbląg – główna oś hydrograficzna obszaru oraz dopływ od strony delty

Wisły oraz Kamienica, Kamionka, Dąbrówka – cieki spływające z Wysoczyzny Elbląskiej.

Jak podaje Łazarenko i Majewski (1975) średni przepływ wody w rzece Elbląg wynosi

6,28 m3·s

-1. Z kolei Bogdanowicz (2007), średni wieloletni przepływ Elbląga ocenia

na 6-10 m3·s

-1. Wartości te znajdują odzwierciedlenie w danych pochodzących

z Wojewódzkiego Inspektoratu Ochrony Środowiska w Olsztynie, z ramienia którego

wykonywano szereg pomiarów przepływu m.in. na rzece Elbląg w 2007 i 2008 roku. Średnia

wartość przepływu z tych dwóch lat wynosi 8,6 m3·s

-1. Przepływy cieków spływających

z wysoczyzny wahają się w przedziałach od 0,07 do 0,09 m3·s

-1. Wymuszone przerzuty wody

do Zatoki Elbląskiej pochodzą z polderów. Spośród trzech znajdujących się w jej

bezpośrednim sąsiedztwie, tylko dwa z nich – Nowakowo-Batorowo oraz

Rubno „W” regularnie zrzucają wodę. Polder Jagodno nie prowadzi zrzutów wody. Średnia

roczna wartość zrzutów wody w wieloleciu 2006 – 2011 wyniosła ok. 9,2 mln m3

(0,29 m3·s

-1).

Zalew Wiślany, w tym Zatoka Elbląska, jest obszarem ciągłego mieszania się wód

słodkich i słonych. Ze względu na płytkość akwenu ważnym czynnikiem, decydującym

również o dynamice wody, jest oddziaływania wiatru, które często rozciąga się na masy

wodne od powierzchni do dna i powoduje uruchomienie powierzchniowej warstwy osadów

dennych. Relacja pomiędzy udziałem wód morskich i wód śródlądowych kształtuje tak ważną

właściwość wód Zalewu, jakim jest stopień zasolenia. Parametr ten decyduje o cechach

fizyczno-chemicznych środowiska wodnego (Kruk 2011).

Zasolenie wód całego Zalewu Wiślanego jest rezultatem oddziaływania szeregu

czynników – do najważniejszych należą wielkość zasilania rzecznego i częstość intruzji wód

morskich (Mikulski, 1970). Jego cechą charakterystyczną jest strefowość zasolenia.

Rozległość stref zasolenia jest różna i mogą one ulegać przesunięciom w zależności

od kierunku prądów oddziaływania stałych wiatrów itp. Również ich zasięgi mogą się

przesuwać sezonowo. Wzrost zasolenia na Zalewie Wiślanym obserwuje się w październiku,

a minimum w lutym, gdy Zalew jest pokryty lodem (Wiktor i in. 1997). Według

Bogdanowicza (2009) maksimum zasolenia przypada na listopad, a minimum na marzec.

W okresie wiosennym decydujący wpływ wywierają słodkie wody rzeczne, natomiast jesienią

przeważa wpływ zasolonych wód morskich. Wody Zalewu należą do wód przejściowych

i charakteryzują się średnim zasoleniem na poziomie 3000 mg·dm-3

, przy średnim zasoleniu


___________________________________________________________________________________________________

24

Bałtyku 6000 – 8000 mg·dm-3

. Stopień zasolenia maleje z odległością od Cieśniny Pilawskiej.

Zasolenie wód w rejonie cieśniny wynosi średnio 5500 mg·dm-3

, a koło Krynicy Morskiej

około 2200 mg·dm-3

.

Wody Zalewu Wiślanego w trakcie sprzyjających warunków hydrometeorologicznych

mogą napływać do obiektów strefy lądowej. Szczególnie narażony na to oddziaływanie jest

układ hydrograficzny Zatoka Elbląska – rzeka Elbląg – jezioro Druzno.

Celem niniejszej pracy jest próba określenia okresowej zmienności zasolenia

(chlorności) Zatoki Elbląskiej. Zmienność ta będzie podstawą oceny charakteru wód Zatoki.

Na jej podstawie można bowiem stwierdzić, czy w specyficznych warunkach

hydrometeorologicznych wody akwenu przyjmują bardziej charakter morski, czy też bardziej

charakter śródlądowy.

Główną metodą pracy były pomiary wybranych właściwości fizyczno-chemicznych,

w tym chlorków, wykonanych na obszarze wód Zatoki Elbląskiej w profilu Batorowo. Pomiar

tych samych właściwości fizyczno-chemicznych wykonywano na rzece Elbląg niedaleko

ujścia do Zatoki Elbląskiej, w miejscowości Nowakowo, a także na samym Zalewie,

niedaleko miejscowości Tolkmicko. Obserwacje w punkach pomiarowych były prowadzone

w latach 1997 – 1999 oraz 2002 – 2007 w różnych sytuacjach. Ponadto, dokonano kwerendy

materiałów źródłowych.

Ryc. 2. Stężenia jonów chlorkowych (mg·dm

-3) w okresie 1997 - 2007 w badanych punktach pomiarowych

Wyniki pracy przedstawiono w oparciu o wykresy słupkowe, które przedstawia rycina 2.

Zakres mierzonych wartości w przypadku dwóch punktów (rzeka Elbląg, p. Nowakowo

i Zatoka Elbląska, p. Batorowo) był bardzo zbliżony do siebie. Wartości te wynosiły

odpowiednio 20 – 1197 mg·dm-3

oraz 26 – 1287 mg·dm-3

, w których skrajne wartości

odpowiadały wartościom minimalnym i maksymalnym. W przypadku punktu

zlokalizowanego na Zalewie Wiślanym, p. Tolkmicko, zakres badanych stężeń chlorków

wynosił 805 – 2015 mg·dm-3

. Amplitudy we wszystkich trzech punktach były bardzo zbliżone

do siebie i wynosiły: 1177 dla rzeki Elbląg; 1261 dla Zatoki Elbląskiej oraz 1210 dla Zalewu

Wiślanego. Średnie wartości stężenia chlorkowych wyniosły: dla punktu na rzece Elbląg:


___________________________________________________________________________________________________

25

294 mg/dm3, dla punktu na Zatoce Elbląskiej: 355 mg·dm

-3, natomiast dla punktu

zlokalizowanego na Zalewie Wiślanym: 1365 mg·dm-3

.

Najwyższe wartości stężenia jonowego chlorków w punktach zlokalizowanych na rzece

Elbląg i Zatoce Elbląskiej, notowano głównie w miesiącach letnich i jesiennych. Najniższe

z kolei przypadały na okres zimowo-wiosenny. W okresie 1997 – 2007 najniższe wartości

chlorków występowały zimą i wiosną. Niskie wartości zimą świadczą o zalegającej pokrywie

lodowej na Zatoce Elbląskiej, natomiast wiosną o spływach powierzchniowych ze zlewni.

Największe wartości chlorków zarejestrowano latem oraz jesienią. Lato odznacza się niskimi

stanami wody na zalewie, jesienią natomiast występują wezbrania sztormowe i związanych

z tym zwiększony napływ wód bałtyckich. Inna sytuacja występują w obrębie analizowanego

punktu, zlokalizowanego na Zalewie Wiślanym. W porównaniu do poprzednich punktów,

rozkład stężeń ma tutaj nieregularny charakter. Większe stężenia notowane są w okresie

zimowym i wiosennym, niższe – letnim i jesiennym. Warto wspomnieć, iż średnie wartości

stężeń zmierzonych na Zalewie Wiślanym były o ok 4 – 5 razy wyższe niż te, zmierzone

na Zatoce Elbląskiej i rzece Elbląg.

Niniejsze zestawienia świadczyć mogą, iż Zatoka Elbląska jest akwenem pozostający

pod hydrodynamicznym i hydrochemicznym wpływem Zalewu Wiślanego, jak i cieków

znajdujących w niej swoje ujście, pochodzących z delty Wisły, jak i Wysoczyzny Elbląskiej.

Na podstawie wyników uzyskanych z punktów pomiarowych można stwierdzić, iż niskie

wartości stężenia chlorków zimą i wiosną, świadczą o charakterze śródlądowym wód,

znajdujących się w analizowanym akwenie. Analogicznie – wysokie stężenia chlorków

w okresie letnio-jesiennym, świadczą o dominującej roli Zalewu w transportowaniu wód

morskich, nadając tym samym charakter wodom wypełniającym Zatokę Elbląską. Dodatkowo

czynnikiem wpływającym na zasolenie jest obecność wiatrów. Wiatry północne powodują

„wpychanie” wód Zalewu Wiślanego do Zatoki Elbląskiej, jednocześnie – z racji płytkości

akwenu – powodując przemieszanie się wód na całej głębokości i uruchomienie

powierzchniowej warstwy osadów dennych. W przypadku wiatrów południowych, następuje

„wypchnięcie” wód z Zatoki do Zalewu.

Innym czynnikiem, który wpływa na okresowe „wpychanie” do Zatoki Elbląskiej i rzeki

Elbląg, jest ilość wody w Zalewie Wiślanym. W sytuacji, w której wezbrania sztormowe

nałożą się na wysoki stan wody w Zalewie Wiślanym, istnieje duże prawdopodobieństwo

wystąpienia wlewu wód słonawych na obszar samych Żuław Elbląskich. Napełnienie Zalewu

Wiślanego jest uwarunkowane poziomem wód Zatoki Gdańskiej, a przede wszystkim

poziomem u wschodnich jej wybrzeży – w rejonie Bałtyjska. Podwyższony poziom wód

w tej części powoduje napływ wód morskich poprzez Cieśninę Pilawską do Zalewu

Wiślanego, zwiększając tym samym stan jego napełnienia. Proces ten występuje głównie przy

wiatrach z kierunków W – NW – N. Wiatry z tych kierunków powodują jednocześnie

odpychanie wód od brzegu mierzei od strony Zalewu Wiślanego, powodując wzrost spadku

zwierciadła wody w Cieśninie Pilawskiej, co dodatkowo sprzyja wlewom wód z Zatoki

Gdańskiej do Zalewu Wiślanego (Cieśliński 2000).


___________________________________________________________________________________________________

26

Bibliografia:

Błaszkowski J., Bogdanowicz R., Cieśliński R., 1998: Środowisko geograficzne Zatoki Elbląskiej i jej

otoczenia, Katedra Hydrologii UG, Gdańsk (maszynopis), s. 44

Bogdanowicz R., 2007: Komentarz do Mapy Hydrograficznej Polski w skali 1:50000, arkusz N-34-

63-B, Elbląg-Płn, Pryzmat, Częstochowa

Bogdanowicz R., 2009: Komentarz do Mapy Hydrograficznej Polski w skali 1:50000, arkusz N-34-

52-C, Frombork, Polkart, Warszawa

Cieśliński R., 2000: Wpływ morza na stan jakości wód jeziora Druzno, praca doktorska wykonana w

Katedrze Hydrologii Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk (maszynopis) s. 15.

Cieśliński R., 2002: Wpływ Zalewu Wiślanego na stan jakości wód wybranych obiektów Żuław

Wiślanych, Ochrona Środowiska i Zasobów Naturalnych nr 23/24, Instytut Ochrony Środowiska,

Warszawa, s. 107 - 126.

Kostrzewski A., 1986: Zastosowanie teorii funkcjonowania geosystemu do współczesnych środowisk

morfogenetycznych obszarów nizinnych Polski Północno-Zachodniej, Sprawozdania PTPN, nr

103, s. 26 - 28.

Kruk M., 2011: Zalew Wiślany pomiędzy lądem a morzem: kłopotliwe konsekwencje Kruk M.,

Rychter A., Mróz M. (red.), Zalew Wiślany – środowisko przyrodnicze oraz nowoczesne metody

jego badania na przykładzie projektu Visla, Wyd. PWSZ, Elbląg, s. 21 - 50.

Krzymiński W., Kruk-Dowgiałło L., Zawadzka-Khlau E., Dubrawski R., Kamieńska M., Łysiak-

Pastuszak E., 2004: Typology of polish marine Waters, Coastline Reports 4 (2004), s. 39 – 48.

Łazarenko N., Majewski A., 1975: Hydrometeorologiczny ustrój Zalewu Wiślanego, Instytut

Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa, s. 172 –

195.

Maciejewski M. (red.), 2004: Typologia wód powierzchniowych i wyznaczenie części wód

powierzchniowych i podziemnych zgodnie z wymogami Ramowej Dyrektywy Wodnej

2000/60/WE, Ministerstwo Środowiska, Warszawa, s. 388.

Majewski A., 1972: Charakterystyka hydrologiczna estuariowych wód u polskiego wybrzeża, Prace

PIHM, zeszyt 105, Warszawa, s. 3 - 37.

Majewski A., 1994: Naturalne warunki środowiskowe Zatoki Gdańskiej i jej obrzeża [w:] Błażejowski

J., Schuller D. (red.), Zanieczyszczenie i odnowa Zatoki Gdańskiej, Mat. Seminarium – Gdynia

1991, UG, Gdańsk, s. 35 - 42.

Majewski A., 1960: Przenikanie wód morskich w ujścia rzek polskich, Biuletyn PIHM „Gospodarka

Wodna”, Nr 9 (31), Rok III

Mikulski Z., 1970: Wody śródlądowe w strefie brzegowej południowego Bałtyku, Prace PIHM, z. 98,

Warszawa, s. 25 - 41.

Sprawozdanie z badań wód Zalewu Wiślanego prowadzonych przez Wojewódzki Inspektorat Ochrony

Środowiska w Olsztynie w latach 2007 - 2008: WIOŚ Olsztyn, Olsztyn

Wiktor K., Węsławski J., Żmijewska M. I., 1997: Biogeografia morza, Wyd. UG, Gdańsk, s. 187.


___________________________________________________________________________________________________

27

Joanna Dudzińska-Nowak1

Piotr Wężyk2

1Uniwersytet Szczeciński

Instytut Nauk o Morzu 2Uniwersytet Rolniczy w Krakowie

Katedra Ekologii Lasu

Analiza zmian brzegu południowego Bałtyku w latach 2008-2011

na podstawie danych lotniczego skanowania laserowego

Wybrzeża morskie są obszarami bardzo wrażliwymi na zachodzące współcześnie

globalne zmiany klimatu i środowiska, takie jak przyspieszony wzrost poziomu morza oraz

wzrost intensywności ekstremalnych zdarzeń sztormowych (Furmańczyk, Dudzińska-Nowak

2009; Sztobryn i in. 2005; Stanisławczyk 2012). Zjawiska te obserwowane są również

na wybrzeżach południowego Bałtyku, gdzie ruchy eustatyczne wraz z glacjalno-

izostatycznym obniżaniem lądu wywołują relatywny wzrost poziomu morza do 2 mm/rok

(Harf i in. 2007) oraz gdzie silne wezbrania sztormowe powodują ciągłe cofanie się brzegu

udokumentowane przez Zawadzką-Kahlau (1999) i Dudzińską-Nowak (2006).

Znaczna dynamika zmian zachodzących w strefie brzegowej morza powoduje, że jest

ona jednym z najciekawszych obszarów badawczych. Jednakże jej niedostępność, szczególnie

w przypadku wybrzeży klifowych stanowi duże utrudnienie w trakcie wykonywania

pomiarów tradycyjnymi metodami geodezyjnymi. Implementacja lotniczego skanowania

laserowego do monitoringu zmian brzegu otwiera nowe możliwości dokładnego rozpoznania

wielkości, struktury oraz przestrzennego rozmieszczenia zachodzących w strefie brzegowej

zmian, co z kolei może przyczynić się do pełniejszego zrozumienia i opisu prawidłowości jej

rozwoju.

W artykule autorzy prezentują rezultaty analiz przeprowadzonych dla fragmentu

wybrzeża klifowego w rejonie wzgórza Gosań na wyspie Wolin (408,7 – 410,7 KUM),

z wykorzystaniem danych lotniczego skanowania laserowego pozyskanych w ramach

monitoringu polskiej strefy brzegowej na zlecenie Urzędu Morskiego w Szczecinie,

wykonanych w latach 2008, 2009 i 2011.

W podstawie analizowanego klifu odsłaniają się plejstoceńskie osady glacjalne, głównie

gliny zwałowe i piaski lodowcowe. Na nich zalegają osady wodnolodowcowe w postaci

piasków i piasków ze żwirami i limnoglacjalne osady piaszczysto-mułkowe. W podbrzeżu

do głębokości 5 m (ok. 250 m od brzegu) na glinach zwałowych występują piaski

drobnoziarniste, głębiej w odległości 250-800 m od brzegu, aż do izobaty 10 m zalegają

piaski średnioziarniste (Dobracki, Zachowicz 2005).

Celem prezentowanych badań było określenie wielkości oraz przestrzennego

rozmieszczenia zmian aktywnej powierzchni klifu i plaży w cyklach sezonowych. Uzyskane


___________________________________________________________________________________________________

28

wyniki zostały przedyskutowane w aspekcie uwarunkowań geologicznych,

geomorfologicznych oraz hydrodynamicznych i hydrologicznych.

W badaniach wykorzystano trzy serie danych lotniczego skanowania laserowego

pozyskane z wykorzystaniem skanerów: LMS–Q560i Riegl (31.08.2008), TopEye SN 741

(30.11.2009) oraz LMS–Q680i Riegl (20.03.2011). Zarejestrowane chmury punktów zostały

poddane kontroli współrzędnych na powierzchniach referencyjnych oraz wyrównane

wysokościowo względem danych z roku 2011. Wyniki kontroli przedstawiono w tabeli 1.

Tab. 1. Wyniki kontroli xyz w porównaniu do danych z 2011 roku oraz odchyłki wyznaczone na podstawie

pomiaru kalenic i siatki punktów

W analizowanym okresie od 31.08.2008 do 20.03.2011 roku na wodowskazie

w Świnoujściu odnotowano łącznie 18 wezbrań sztormowych, z czego 10 przekroczyło stan

alarmowy (580), zaś w 3 przypadkach zanotowano poziom powyżej 600 cm (tab. 2).

Tab. 2. Daty wezbrań sztormowych, w czasie których został przekroczony stan ostrzegawczy (>560)

lub alarmowy (>580) w Świnoujściu w analizowanych okresach

2008-2009 2009-2011

max

poziom 608

561

591

564

578

630

560

583

570

587

561

560

598

573

591

589

581

629

dat

a w

ezbra

nia

30

-31.1

0.2

008

17.1

1.2

008

20

-22.1

1.2

008

9.1

0.2

009

12

-13.1

0.2

009

14

-15.1

0.2

009

17.1

0.2

009

30.0

1.2

010

31.0

5.-

1.0

6.2

010

27

-29.0

9.2

010

9.1

1.2

010

19.1

1.2

010

23

-24.1

1.2

010

29

-30.1

1.2

010

12.1

2.2

010

14

-15.1

2.2

010

24

-25.1

2.2

010

11

-12.0

2.2

011

Obserwowane w obrębie aktywnej powierzchni klifu zmiany zaprezentowane na Rycinie

1 są wynikiem oddziaływania zarówno wezbrań sztormowych jak i procesów stokowych

uwarunkowanych strukturą i budową geologiczną oraz warunkami hydrologicznymi

i hydrogeologicznymi.

X Y Z dx dy dz

2008 0,18 0,39 0,15 0,1 -0,29 0,15

2009 0,15 0,52 0,12 0,1 -0,51 0,12

odchyłkiRMS [m]


___________________________________________________________________________________________________

29

Ryc. 1. Przestrzenne rozmieszczenie erozyjnych i akumulacyjnych zmiany brzegu w okresach

2008-2009 i 2009-2011

W całym analizowanym okresie 2008-2011 widoczna jest znaczna przewaga procesów

erozyjnych nad akumulacyjnymi wyrażona ujemnym bilansem osadów wynoszącym

-25 tyś. m3. W obrębie plaży i aktywnej powierzchni klifu przemieszczeniu uległo 94 tyś. m

3

materiału (tab. 3).

Tab. 3. Wielkość zmian objętości aktywnej powierzchni klifu i plaży w analizowanych okresach (m3)

2008-2009 2009-2011 2008-2011

Bilans materiału 5 318 -54 221 -24 796

Aktywna objętość 56 303 65 178 94 099

Erozja 25 493 59 699 59 447

Akumulacja 30 810 5 479 34 651

W okresie 2008-2009 w obrębie plaży i aktywnej powierzchni klifu przemieszczeniu

uległo 56 tyś. m3 materiału. Objętości materiału zakumulowanego i wyerodowanego były

zbliżone i wyniosły odpowiednio 31 tyś. m3 i 26 tyś. m

3. Zmiany nastąpiły głównie w obrębie

dolnych partii klifu oraz na plaży najprawdopodobniej w wyniku oddziaływania wezbrań

sztormowych (ryc. 1). Wynoszący 5 tyś. m3 dodatni bilans osadów był wynikiem zmian

akumulacyjnych w obrębie plaży. W kolejnym okresie 2009-2011 przemieszczeniu uległo

65 tyś. m3. Widoczna jest znaczna przewaga wielkości erozji nad akumulacją. Objętość

materiału wyerodowanego wyniosła 60 tyś. m3, zaś zakumulowanego zaledwie 6 tyś. m

3.

W okresie 2009-2011 bilans osadów był ujemny i wyniósł -54 tyś. m3. Największe zmiany

spowodowane oddziaływaniem wezbrań sztormowych, zaobserwowano tak jak w poprzednim

okresie w dolnej części klifu i w obrębie plaży, ale widoczne są również zmiany w górnych

partiach klifu będące następstwem ruchów masowych.


___________________________________________________________________________________________________

30

Z badań nad istotnością oddziaływania poszczególnych parametrów sztormu na wielkość

erozji brzegu, przeprowadzonych dla wybrzeża wydmowego południowego Bałtyku, wynika,

że największą korelację wykazuje poziom morza, następnie wysokość fali znacznej i kierunek

fali znacznej (Furmańczyk i in. 2011), zaś największe zmiany brzegu następują w wyniku

oddziaływania wezbrań sztormowych, w czasie których obserwowany jest znaczny wzrost

poziomu morza powyżej stanów ostrzegawczych i alarmowych (Furmańczyk, Dudzińska-

Nowak 2009). Katastrofalne skutki na brzegu obserwowane są w przypadku wystąpienia

sekwencji sztormów, gdy wezbrania następują po sobie w krótkich odstępach czasu. W takich

przypadkach nawet niewielki wzrost poziomu morza może spowodować znaczne zniszczenia

brzegu (Ferreira 2005; Furmańczyk, Dudzińska-Nowak 2009). Można zatem stwierdzić,

że znacznie większe, w stosunku do okresu 2008-2009, zmiany brzegu, zaobserwowane

w okresie 2009-2011 są wynikiem oddziaływania silnych wezbrań zarejestrowanych

w jesienno-zimowym sezonie sztormowym na przełomie 2010 i 2011 roku. Na przestrzeni

trzech miesięcy odnotowano aż 8 wezbrań sztormowych. Serię rozpoczęło silne wezbranie

27-29.09.2010, w czasie którego poziom morza osiągnął 587 cm, później nastąpiły dwa

słabsze wezbrania. Najsilniejsze sztormy nastąpiły dwa miesiące później. W przeciągu

miesiąca, pomiędzy 23.11.2010 a 25.12.2010 listopada, odnotowano aż 4 wezbrania

sztormowe, w czasie których poziom morza przekroczył stan alarmowy (580 cm). Sytuację

brzegu pogorszył zamykający serię, najsilniejszy sztorm zarejestrowany 11-12.-2.2011 r.,

w czasie którego odnotowano poziom morza 629 cm.

Przedstawione wyniki potwierdzają wcześniejsze badania dotyczące roli czynników

decydujących o wielkości erozji brzegu, stawiając na pierwszym miejscu znaczne

podniesienie poziomu morza w czasie wezbrań sztormowych oraz potęgujące wielkość zmian

oddziaływanie serii sztormów, następujących po sobie w krótkim okresie czasu, kiedy brzeg

nie ma warunków na odtworzenie profilu równowagi w wyniku akumulacji materiału.

W przypadku wybrzeży klifowych duże znaczenie odgrywają również czynniki

hydrologiczne, których niszcząca działalność zaznacza się głównie w górnej części klifu.

Bibliografia:

Dobracki R., Zachowicz J., (red) 2005: Objaśnienia do Mapy Geodynamicznej Polskiej Strefy

Brzegowej Bałtyku. Skala 1:10000. Państwowy Instytut Geologiczny Oddział Pomorski.

Arkusz: 3 - Grodno.

Dudzińska-Nowak J., 2006: Zmienność morfologii strefy brzegowej, jako wskaźnik tendencji

rozwojowych brzegu, Instytut Nauk o Morzu US, Szczecin, Rozprawa doktorska.

Ferreira O., 2005: Storm groups versus extreme single stores: predicted erosion and management

consequences, Journal of Coastal Research, 42, 221-227.

Furmańczyk K., Dudzińska-Nowak J., 2009: Extreme Storm Impact to the coastline changes – South

Baltic example. Journal of Coastal Research. SI 56 (Proceedings of the 10th International Coastal

Symposium) 1637 - 1640. Lisbon, Portugal, ISSN 0749-0258.

Furmańczyk K. K., Dudzińska-Nowak J., Furmańczyk K.A., Paplińska-Swerpel B., Brzezowska N.,

2011: Dune erosion as a result of the significant storms at the western Polish coast (Dziwnow Spit

example). Journal of Coastal Research. SI 57 (Proceedings of the 11th International Coastal

Symposium) Szczecin, Poland, pp.756-759.


___________________________________________________________________________________________________

31

Harff J., Lemke W., Lampe R., Luth F., Lubke R., Meyer M., Tauber F., Schmolcke U., 2007:

The Baltic Sea Coast – a Model of Interrelations between Geosphere, Climate and Anthroposphere.

In. Harff, J.; Hay, W.W.; Tetzlaff, D. (eds.): Coastline Change - Interrelations of Climate

and Geological Processes – The Geological Society of America, Spec. Pap. 426, 133-142.

Sztobryn M., Stigge H-J., Wielbińska D., Widig B., Stanisławczyk I., Kańska A., Krzysztofik K.,

Kowalska B., Letkiewicz B., Mykita M., 2005: Wezbrania sztormowe wzdłuż południowego

Bałtyku (zachodnia i środkowa część). IMGW. Warszawa.

Stanisławczyk I., 2012: Storm-surges Indicator for the Polish Baltic Coast. International Journal

on Marine Navigation and Safety of Sea Transportation. 6, No. 1. Pp. 123-129.

Zawadzka-Kahlau E., 1999: Tendencje rozwojowe polskich brzegów Bałtyku południowego. GTN.

IBW. Gdańsk.


___________________________________________________________________________________________________

32

Lidia Dzierzbicka-Głowacka

Maciej Janecki

Polska Akademia Nauk

Instytut Oceanologii

Model Ecosystemu Morza Bałtyckiego – 3D CEMBS

Model ekosystemu Morza Bałtyckiego 3D CEMBS (ryc. 1) bazuje na modelu globalnym

dla oceanu światowego CCSM4.0/CESM1.0 (Community Climate System Model/Community

Earth System Model), który został dostosowany do rejonu Bałtyku. W trybie aktywnym

pracuje model oceanu (POP, wersja 2.1) i lodu (CICE, wersja 4.0), które wymuszane są przez

model danych atmosferycznych (datm7). Głównym zadaniem datm7 jest interpolacja danych

atmosferycznych na domenę modelu. Siły zewnętrzne (= dane atmosferyczne) jako dane

wejściowe do modelu pochodzą z re-analizy ECMWF (ERA-40) i z modelu UM

Interdyscyplinarnego Centrum Modelowania Uniwersytetu Warszawskiego (ICM UW).

Obecnie w systemie operacyjnym wykorzystywane są 48-godzinne prognozy atmosferyczne

dostarczane przez model UM ICM UW. 3D CEMBS model (nowa wersja) posiada również

moduł biogeochemiczny, który został w 2012 roku uruchomiony w trybie operacyjnym

(http://deep.iopan.gda.pl/CEMBaltic/new_lay/index.php)

Ryc. 1. Konfiguracja modelu ekosystemu Bałtyku 3D CEMBS

Zintegrowany model ocean-lód POPCICE, który posłużył za podstawę obliczeń

parametrów hydrodynamicznych, składa się z czterech części: oceanicznej, lodowej,

atmosferycznej i łącznika (Dzierzbicka-Głowacka i in. 2011) :

Ocean POP Parallel Ocean Program (POP; Smith, Gent 2004) to matematyczny model morza,

który jest zasadniczą częścią systemu. Jest to trójwymiarowy model hydrodynamiczny typu

Brayan-Cox-Semtner czyli typu ‘z’ (grubości warstw dla każdej komórki są identyczne),


___________________________________________________________________________________________________

33

rozwiązuje on przy użyciu parametyzacji trójwymiarowe równania opisujące zachowanie

się uwarstwionego oceanu. Prognostycznymi zmiennymi są: poziome składowe prędkości

u, v, pionowa składowa prędkości w, ciśnienie p, gęstość , temperatura T i zasolenie S wody.

Lód CICE Community Ice CodE stanowi elastyczny lepkościowo-plastyczny (ang. elastic

visco – plastic) (Hunke, Dukowicz 1997) matematyczny model dynamiki lodu morskiego

z ulepszonym modelem termodynamiki lodu morskiego. Jest tak zaprojektowany

aby pracować zgodnie z modelem oceanu POP na maszynach wykorzystujących obliczenia

równoległe.

Część atmosferyczna nie jest modelem w sensie obliczeniowym lecz zawiera dane o siłach

wymuszających działających na ocean i lód.

Łącznik stanowi część systemu przez który są wymieniane strumienie pędu, ciepła, soli

i wody, z, i do modeli oceanu i lodu morskiego. Poprzez łącznik przekazywane są również

strumienie z atmosfery.

Moduł ekosystemu (model biogeochemiczny) składa się z 11 głównych zmiennych: biomasy

dla małych rozmiarów fitoplanktonu, dużych rozmiarów jak okrzemki i sinic, biomasy

zooplanktonu, złoża rozpuszczonego i cząsteczkowego detrytusu, stężenia rozpuszczonego

tlenu, a także stężenia dla substancji odżywczych takich jak: azotany, amoniak, fosforany

i krzemiany (ryc. 2). Klasa małego fitoplanktonu ma symbolizować nano- i pico- wielkości

fitoplanktonu, i jest limitowana przez azotany, fosforany i dostępne światło. Klasa

fitoplanktonu o większych rozmiarach reprezentowana przez okrzemki jest limitowana przez

powyższe czynniki, jak również krzemiany. Tempo wzrostu sinic zależy od fosforanów

i dostępności światła. Moduł ten opisany jest zbiorem równań mających postać równania

dyfuzji turbulentnej ze składnikiem adwekcyjnym. Równanie to opisuje szybkość zmian

stężeń badanych zmiennych w czasie i w przestrzeni, uwzględniając funkcję źródła i strat:

Si i

xi

zs Fx

SK

xz

SK

zSwV

t

Si

2

1

)(

gdzie: S reprezentuje każdą modelową zmienną, V jest wektorem prędkości, wS (dla S = Phyt

lub DetrP) jest prędkością opadania fitoplanktonu lub złoża detrytusu pelagicznego, Kz i Kx

są pionowym i horyzontalnym współczynnikiem turbulentnej dyfuzji, i FS jest funkcją

reprezentującą źródła lub straty dla każdej badanej zmiennej S.


___________________________________________________________________________________________________

34

Ryc. 2. Struktura biogeochemicznego modułu 3D CEMBS

Postać funkcji FS określa się na podstawie znajomości procesów biogeochemicznych,

zachodzących w środowisku morskim i ich wzajemnych powiązań. Procesy o których mowa,

zostały wybrane z literatury przedmiotu. Składowe wektora prędkości przepływu, rozkłady

temperatury i zasolenia zostały wyznaczone z modułu hydrodynamicznego, ocean-lód

POPCICE.

Wyniki przedstawione na stronie WWW. (ryc. 3) ilustrują poprawne działanie modelu

(http://deep.iopan.gda.pl/CEMBaltic/new_lay/index.php).

Opracowany model numeryczny ekosystemu Morza Bałtyckiego 3D CEMBS pozwala

na śledzenie w czasie i przestrzeni parametrów fizycznych i biogeochemicznych środowiska

morskiego. Istotnym elementem tego projektu jest opracowanie numerycznej metody

prognozowania pojawienia się zagrożeń w rejonie naszego wybrzeża (np. wystąpienia

zakwitów glonów, wychylenie swobodnej powierzchni morza, pokrywy lodowej i inne), czyli

nowoczesnego narzędzia, które będzie bardzo pomocne w zarządzaniu środowiskiem.

Rozpoznanie badanych procesów w ramach tego projektu ma nie tylko znaczenie naukowe,

pozwalające na głębsze zrozumienie funkcjonowania ekosystemu Bałtyku, ale również duże

znaczenie dla tej grupy osób, która planuje spędzić czas wolny na Naszym Wybrzeżu.

Operacyjność modelu pozwala na informowanie o stanie środowiska morskiego w czasie

rzeczywistym i z 48 godzinnym wyprzedzeniem.

http://deep.iopan.gda.pl/CEMBaltic/new_lay/index.php


___________________________________________________________________________________________________

35

Ryc. 3. Strona www (http://deep.iopan.gda.pl/CEMBaltic/new_lay/index.php)

Efekty proponowanego projektu mogą być bardzo silnym narzędziem dla decydentów

i lokalnych władz, szczególnie w sytuacjach zagrożenia.

Przedstawiane na bieżąco rezultaty modelu ekosystemu 3D CEMBS dla całego Morza

Bałtyckiego w wersji operacyjnej, uwzględniające zarówno parametry hydrodynamiczne

i biogeochemiczne ale również parametry lodu, są pierwszymi w naszym kraju.


___________________________________________________________________________________________________

36

Wacław Florek

Jacek Kaczmarzyk

Marek Majewski

Leszek Schiefelbein

Akademia Pomorska w Słupsku

Instytut Geografii i Studiów Regionalnych

Efektywność abrazji na wschód od Ustki

Celem badań jest określenie tempa zmian klifu i plaży w cyklach sezonowych

i w wieloleciu, z uwzględnieniem roli ekstremalnych zjawisk hydrodynamicznych. Do celów

prowadzonych prac należy także zaliczyć weryfikację dotychczasowych poglądów na temat

roli poszczególnych czynników decydujących o tempie i charakterze zmian nadbrzeża

(budowa geologiczna, warunki hydrodynamiczne, czynniki antropogeniczne, i inne) oraz

określenie jaka część abradowanych osadów pozostaje na miejscu i jest wykorzystywana

w procesie tworzenia form brzegowych.

Podstawowym sposobem wybranym przez autorów dla realizacji celów badawczych są:

pomiary geodezyjne wybranych profili klifowych (w latach 1999/2000-2012),

rozpoznanie budowy geologicznej klifów,

rejestracja mezo- i mikroform klifowych i plażowych (obejmująca także dokumentację

fotograficzną form),

wykorzystanie innych form rejestracji (mapy topograficzne, zdjęcia lotnicze, pomiary

geodezyjne wykonane przez innych autorów, w tym dane udostępnione przez Urząd

Morski w Słupsku),

analiza danych meteorologicznych i hydrologicznych.

Podobne badania wykonywane są również na innych odcinkach polskiego wybrzeża

Bałtyku, a ich metodyka i zakres różnią się (por. Zawadzka 2005, Dudzińska-Nowak 2007,

Musielak i in. 2007, i in.).

Obszarem badań są klif i plaża w okolicach Ustki; przez wielu ten odcinek wybrzeża

nazywany jest Zatoką Ustecką. Ma on charakter urozmaicony, w przewadze - klifowy,

abrazyjny. Powierzchnia podplejstoceńska charakteryzuje się dużym zróżnicowaniem, gdyż

została przekształcona przez egzaracyjną działalność lądolodu. Miąższość osadów

czwartorzędowych zmienia się od ok. 120 m na wysokości mierzei jeziora Wicko, przez 40 m

w Ustce do ponad 130 m na wschód od ujścia Łupawy. Wysokość klifu zmienia się od około

3-5 m w Ustce (km 236-233) przez 12-15 m w rejonie Orzechowo-Poddąbie (km 230-225),

25 m w Dębinie (km 222) i 4-5 m w Rowach (km 220-217).

Podstawę klifu wszędzie (oprócz ujściowych odcinków Słupi i Łupawy) stanowią gliny

bazalne i spływowe oraz osady glacilimniczne powstałe przede wszystkim w późnym

vistulianie (po fazie pomorskiej). Glina bazalna wszędzie zawiera dużą domieszkę materiału

żwirowo-kamienistego, niekiedy silnie zwietrzałego (zwłaszcza łupki krystaliczne). Liczne


___________________________________________________________________________________________________

37

są okruchy wapieni paleozoicznych, często z fauną. W glinie występuje wyraźny cios,

z przewagą spękań pionowych. Wyżej leżą poźnoglacjalne osady limniczne, torfy, a klif

wieńczą zwykle górnoholoceńskie piaski eoliczne z glebami kopalnymi.

Na powierzchni osadów spoistych (glin oraz późnoglacjalnych i holoceńskich torfów)

tworzą się liczne wysięki i źródła, co sprzyja powstawaniu obrywów i osuwisk. Stymuluje

to rozwój klifu. Podobną rolę odgrywa obecność falochronów portu Ustka (Florek, Florek

1995).

W pierwszych latach prowadzenia badań uwaga autorów była skoncentrowana

na wyjaśnianiu prawidłowości rządzących rozwojem badanych odcinków klifu w relacjach

pomiędzy litologią budujących je osadów a warunkami hydrodynamicznymi panującymi

w rejonie Ustki. Początkowo zajmowano się głównie rejestracją morfologicznych skutków

zdarzeń (wybierając do tego celu kilka odcinków o długości 200 m), później zwrócono się

w kierunku ujęć ilościowych, nawiązując przy tym do prac innych autorów prowadzonych

na innych odcinkach polskiego wybrzeża Bałtyku.

W ostatnim okresie autorzy zainteresowali się też relacją pomiędzy morfologicznymi

i geologicznymi skutkami sztormów rejestrowanymi w trakcie obserwacji i pomiarów

terenowych a rejestracją strat sztormowych prowadzoną przez monitoringowe służby Urzędu

Morskiego w Słupsku. Część wyników tych prac zostało już opublikowane (Florek i in. 2001,

2007, 2008, 2009a, 2009b).

Dotychczasowe pomiary wykazały, że w poddanych kontroli profilach:

najbardziej dynamiczną strefą nadbrzeża jest plaża. Podlega ona zmianom cyklicznym:

przyrasta od wiosny do lata i podlega abrazji w miesiącach jesienno-zimowych,

najmniej odporną na niszczenie częścią klifu jest jego korona, najczęściej zbudowana

z piasków eolicznych, które łatwo podlegają procesowi osypywania, zwłaszcza latem

i przy aktywnym udziale wczasowiczów. Z materiału osypanego z górnej części klifu

u jego podstawy formują się hałdy, bądź stożki usypiskowe,

duże sztormy, które wystąpiły późną jesienią 2004, a także w sezonach 2005/06 i 2006/07

wpłynęły na uaktywnienie klifów w dziewięciu z dziesięciu badanych profili, jednak

zakres zaobserwowanej abrazji jest dużo mniejszy od oczekiwanego. Obserwacje autorów

wskazują, że procesy abrazji i procesy masowe nie „konkurują” ze sobą w formowaniu

strefy nadbrzeża, a tworzą swoistą sekwencję, w której abrazja związana ze sztormami

i wysokimi stanami morza prowadzi do „wystromienia” klifu, zaś rola procesów

stokowych (obrywania, osypywania, wypłukiwania i osuwania, a także wyciskania osadu

z podłoża przez jęzory powstające z obrywów i osuwisk) ujawnia się w okresach

bezsztormowych i prowadzi do „wygładzenia” profilu klifu. Warunki geologiczne

i hydrogeologiczne decydują o przewadze jednego w wymienionych procesów masowych

i o ostatecznym profilu stoku klifowego (prostym, wypukłym czy wklęsłym; albo

mającym kształt wynikający z ich kombinacji),

w ostatnich latach na brzegach Zatoki Usteckiej obserwuje się znaczną przewagę

procesów abrazyjnych nad akumulacyjnymi. Najbardziej trwałe tendencje erozyjne


___________________________________________________________________________________________________

38

występują na odcinkach występowania wydm wickich, zaleskich i modelskich oraz

na długim odcinku położonym na wschód od Ustki, gdy trwała skłonność do przyrostu

brzegu jest charakterystyczna jedynie dla trzech krótkich odcinków brzegu na zachód

od ujścia Słupi,

po ekstremalnych sztormach obserwuje się zjawisko narastania plaży na odcinkach

położonych na wschód od odcinków intensywnie abradowanych, czego nie rejestruje

się na kontrolowanych profilach. Dotyczy to, między innymi odcinka Rowy-Czołpino,

leżącego na wschód od podlegającego intensywnej abrazji klifu Poddąbia i Dębiny,

na którym w latach 2005-2007 zanotowano znaczący przyrost plaży. Intensywność

tego zjawiska zależy zapewne od uziarnienia abradowanych osadów, spośród których

frakcje kamieniste pozostają w pobliżu miejsca abrazji tworząc bencz, frakcje

piaszczyste i żwirowe zużywane są do budowy, bądź odbudowy plaży, a frakcje

pylaste i ilaste odprowadzane są w głąb morza,

materiał skalny pochodzący z abrazji klifów podlega selekcji; frakcje ilaste i pyłowe

oraz częściowo piasek drobnoziarnisty zostają odprowadzone w głąb morza, piasek

średnio- i gruboziarnisty oraz żwir i drobne kamienie budują plażę i strefę rew, zaś

frakcje najgrubsze tworzą bruk abrazyjny stanowiący powierzchnię platformy

abrazyjnej i podstawę plaż,

w latach 2000-2006 w rejonie Ustki (Zatoki Usteckiej) wystąpiło 30 sztormów,

z których 10 można uznać za zjawiska ponadprzeciętne. Według ocen Urzędu

Morskiego w Słupsku spowodowały one ubytek około 260 tys. m³ materiału.

Stwierdzono, że oceny te mogą zostać wykorzystane jako dość wiarygodne źródło

informacji o tempie i rozprzestrzenieniu niszczących procesów brzegotwórczych.

Niestety, wkrótce potem zaprzestano rejestracji szczegółowych meldunków

pochodzących z posterunków ochronnych, ograniczając ją do kolekcjonowania danych

zbiorczych.

Bibliografia:

Dudzińska-Nowak J., 2007: Tendencje rozwojowe brzegu w rejonie Mierzei Dziwnowskiej.

W. Florek (red.), Geologia i geomorfologia Pobrzeża i południowego Bałtyku 7, Akademia

Pomorska, Słupsk: 51-62.

Florek W., Florek E., 1995: Man versus the eustatic impact on shoreline development at Ustka

(Poland). M.G. Healy & J.P. Doody (red.), Directions in European Coastal Management, Samara

Publishing Ltd., Cardigan: 243-251.

Florek W., Grabowska-Dzieciątko A., Majewski M., 2001: Dynamika zmian nadbrzeża morskiego

na wschód od Ustki. W: W. Florek (red.), Geologia i geomorfologia Pobrzeża i południowego

Bałtyku 4, Pomorska Akademia Pedagogiczna, Słupsk: 125-135.

Florek W., Kaczmarzyk J., Majewski M., 2007: Czynniki warunkujące tempo i charakter rozwoju

klifów w rejonie Ustki. E. Smolska, D. Giriat (red.), Rekonstrukcja dynamiki procesów

geomorfologicznych – formy rzeźby i osady, Warszawa: 151-163.

Florek W., Kaczmarzyk J., Majewski M., Olszak I.J., 2008: Zmiany rzeźby klifu w rejonie Ustki jako

efekt warunków litologicznych oraz procesów ekstremalnych i przeciętnych. Landform Analysis

7: 53-68.


___________________________________________________________________________________________________

39

Florek W., Kaczmarzyk J., Majewski M., 2009a: Factors affecting the intensity and character of cliff

evolution near Ustka. Oceanological and Hydrobiological Studies, 37, suppl. 2: 9-25.

Florek W., Kaczmarzyk J., Majewski M., 2009b: Intensity and character of cliff evolution near Ustka.

Quaestiones Geographicae 28A/2: 27-38.

Musielak S., Łabuz T.A., Wochna S., 2007: Procesy morfodynamiczne strefy brzegowej Mierzei

Dziwnowskiej. W: W. Florek (red.), Geologia i geomorfologia Pobrzeża i południowego Bałtyku 7,

Akademia Pomorska, Słupsk: 63-75.

Zawadzka E., 1995: Recent shore changes of Karwia Sandbar. Peribalticum 7: 56-78.


___________________________________________________________________________________________________

40

Marcin Hojan

Mirosław Więcław

Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy

Instytut Geografii

Porównanie warunków meteorologicznych na stacji Świnoujście i Ustka

oraz próba określenia ich wpływu na procesy eoliczne na wybrzeżach

klifowych południowego Bałtyku

Analiza danych meteorologicznych dla stacji położonych w Świnoujściu i Ustce ma

na celu wskazanie różnic występujących pomiędzy tymi stacjami. Wynikają one głównie

z ich położenia na południowym wybrzeżu Bałtyku oraz z lokalizacji samych stacji

meteorologicznych. Wystąpienie sprzyjających warunków meteorologicznych prowadzi

do uruchomienia procesów eolicznych na plaży, a także na skłonie klifu. Podjęto próbę

określenia tych warunków oraz ich wpływu na rozwiewanie piaszczystych fragmentów klifu

na dwóch wybranych odcinkach wybrzeża południowego Bałtyku.

Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań

Stacje meteorologiczne w Świnoujściu i Ustce są położone w strefie brzegowej Bałtyku

(ryc. 1). Dzięki takiej lokalizacji można dość dokładnie określić, przy jakich warunkach

meteorologicznych występuje deflacja na skłonie klifu. Badania procesów eolicznych

na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin prowadzone były w latach 2001-2005 (Hojan 2007,

2012) i na ich podstawie zostały określone wartości wybranych elementów

meteorologicznych wpływających na procesy eoliczne. Aby taki transport mógł wystąpić

muszą być spełnione następujące warunki:

suma opadów z 5 dni nie może przekroczyć 6 mm;

średnia dobowa prędkość wiatru musi przekroczyć 6 m s-1, a kierunki wiatru mieszczą się

w przedziale SW-NE;

średnia dobowa wilgotność powietrza musi wynosić poniżej 95%;

średnia dobowa temperatura powietrza musi wynosić powyżej 0°C lub być poniżej -10°C.


___________________________________________________________________________________________________

41

Opracowaną metodę zastosowano w niniejszej analizie, wykorzystując dane za lata 2001-

2010 ze stacji meteorologicznych w Świnoujściu (φ - 53.91ºN, λ – 14.23ºE, 5 m n.p.m.)

i Ustce (φ - 54.58ºN, λ – 16.86ºE, 8 m n.p.m.), należących do sieci IMGW.

Uzyskane wyniki wskazują duże różnice w liczbie dni, w których może wystąpić

rozwiewanie klifu. Klify położone na wschód od Ustki są ponad czterokrotnie częściej

narażone na deflację niż klify wolińskie. Średnio w ciągu roku klif w Ustce może być

rozwiewany przez 33 dni, natomiast na Wolinie tylko przez 7 dni. W Ustce najwięcej dni

z potencjalną deflacją zanotowano w roku 2007 i 2004 (odpowiednio 48 i 46). W roku 2007

prawie połowa takich dni wystąpiła w kwietniu i marcu, kiedy średnia prędkość wiatru była

większa niż przeciętna dla tego miesiąca obliczona z wielolecia, a pod względem wysokości

opadów miesiące te można określić jako suche. Z kolei w roku 2004 najwięcej dni

z potencjalną deflacją wystąpiło w listopadzie i maju, miesiącach również wietrznych

i suchych. Największa liczba dni z potencjalną deflacją na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin

przypada na inne lata. Odpowiednio 13 i 12 takich dni zanotowano w roku 2005 i 2002

(ryc. 2). W roku 2005 z 13 dni z potencjalną deflacją 6 wystąpiło w kwietniu, który w tym

roku był wietrzny i bardzo suchy.

Ryc. 2. Liczba dni z potencjalną deflacją na wybranych odcinkach wybrzeża klifowego południowego Bałtyku

Warto podkreślić, że większa liczba dni z potencjalną deflacją na klifie wolińskim

obliczona została we wcześniejszym opracowaniu na podstawie danych pochodzących

z posterunku meteorologicznego w Warnowie oraz z Urzędu Morskiego w Świnoujściu

(Hojan 2007). Różnice, które występują pomiędzy wynikami uzyskanymi dla Świnoujścia,

a wynikami podanymi w tym opracowaniu są spowodowane różną lokalizacją wiatromierza

IMGW i Urzędu Morskiego oraz położeniem stacji meteorologicznej w Świnoujściu

i posterunku meteorologicznego w Warnowie. Niewątpliwie w dalszych badaniach powinny


___________________________________________________________________________________________________

42

zostać wykorzystane dane meteorologiczne pochodzące ze stacji Zintegrowanego

Monitoringu Środowiska Przyrodniczego na Białej Górze, która działa od roku

hydrologicznego 2008. Stacja ta jest zlokalizowana na koronie klifu i jest reprezentatywna dla

wybrzeża klifowego wyspy Wolin.

Ryc. 3. Średnia liczba dni z potencjalną deflacją w ciągu roku. Wartości średnie za lata 2001-2010

Ryc. 4. Udział mas powietrza w czasie dni z potencjalną aktywnością eoliczną na klifie w miesiącu

kwietniu. Wartości średnie za lata 2001-2010 (PA – powietrze arktyczne, PPm – powietrze polarne morskie,

PPk – powietrze polarne kontynentalne)

Roczny przebieg liczby dni z potencjalną deflacją jest na obu stacjach podobny.

Najwięcej takich dni występuje w kwietniu, w Świnoujściu notuje się w tym czasie

aż 1/3 wszystkich przypadków. Natomiast minimum aktywności eolicznej przypada

na sierpień (ryc. 3). W miesiącu kwietniu deflacji na klifie sprzyjają adwekcje powietrza

arktycznego, w Ustce powietrze arktyczne wystąpiło w 66% dni z potencjalną deflacją,

a w Świnoujściu aż w ponad 90% (ryc. 4). Napływowi tego rodzaju powietrza w kwietniu


___________________________________________________________________________________________________

43

towarzyszą często znaczne poziome gradienty ciśnienia i duża prędkość wiatru przy

sprzyjających deflacji kierunkach z sektora północnego, mała wilgotność powietrza, brak

opadów lub ich niewielkie sumy, a średnia dobowa temperatura powietrza, mimo

pojawiających się przymrozków, jest wyższa od zera.

Bibliografia:

Hojan M., 2007: Uwarunkowania, przebieg i skutki procesów eolicznych na wybrzeżu klifowym

wyspy Wolin. Rozprawa doktorska. Maszynopis.

Hojan M., 2012: Charakterystyka procesów eolicznych na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin.

Promotio Geographica Bydgostiensia. Wyd. UKW, Bydgoszcz.


___________________________________________________________________________________________________

44

Piotr Hulisz

Uniwersytet Mikołaja Kopernika

Katedra Gleboznawstwa i Kształtowania Krajobrazu

Możliwości potencjalnego zakwaszenia gleb w polskiej strefie brzegowej

Wstęp

Gleby zasobne w mineralne formy siarki, nazywane powszechnie kwaśnymi

siarczanowymi (ang. acid sulphate soils), powstają w bardzo specyficznych warunkach

geochemicznych. Są one nieodłącznym elementem wielu ekosystemów funkcjonujących

na pograniczu środowisk lądowego i morskiego. Zasiarczenie gleb w tej strefie ma swoje

pierwotne źródło w jonach SO42-

, które są czwartym pod względem ilościowym składnikiem

wody morskiej (McBride 1994). Zasolone wody gruntowe oraz powierzchniowe przyczyniają

się do wytrącania w bagiennych osadach nadmorskich dużych ilości siarczków żelaza (gleby

potencjalnie kwaśne siarczanowe; ang. PASS - potential acid sulphate soils). Po obniżeniu

poziomu wód gruntowych, w wyniku utlenienia siarczków do siarczanów, może natomiast

dojść do silnego zakwaszenia środowiska (gleby aktualnie kwaśne siarczanowe; ang. AASS -

actual acid sulphate soils). Z tego względu zasiarczenie gleb w skali globalnej traktowane jest

jako poważny problem stanowiący zagrożenie zarówno dla cennych ekosystemów

naturalnych, jak i człowieka (Dent, Pons 1995).

W niniejszej pracy przedstawiono charakterystykę kwaśnych gleb siarczanowych

występujących w polskiej strefie brzegowej na podstawie badań własnych oraz danych

literaturowych. Zwrócono szczególną uwagę na możliwości potencjalnego zakwaszenia

analizowanych gleb pod wpływem oddziaływania czynników środowiskowych.

Rozmieszczenie gleb kwaśnych siarczanowych w polskiej strefie brzegowej

Nadmorskie gleby kwaśne siarczanowe traktowane są jako pewien wariant gleb

zasolonych, których łączny areał nie przekracza 0,02% powierzchni Polski (Pracz 1989,

Hulisz 2007, Hulisz i in. 2011). Występują one punktowo, głównie na obszarach podmokłych,

zasilanych wodami morskimi Bałtyku w czasie wysokich stanów wód oraz sztormów

(zalewanie terenów przybrzeżnych oraz wdzieranie do koryt rzecznych spowodowane przez

cofki) - ryc. 1. Znanych jest ponad 20 stanowisk z tymi glebami, m.in. w rejonach Zalewu

Szczecińskiego (Wolin, Wicko, Przytór, Karsibór, Wrzosowo i Kopice), Zalewu

Kamieńskiego (Międzywodzie, Żółcino i Dusin), Wybrzeża Słowińskiego (Jezierzany, Dąbki,

Łazy, Dźwirzyno, Korzystno, Roby i Mrzeżyno) oraz Pobrzeża Kaszubskiego (Rewa,

Mrzezino, Puck, Władysławowo i Jastrzębia Góra).


___________________________________________________________________________________________________

45

Ryc. 1. Rozmieszczenie kwaśnych gleb siarczanowych w strefie brzegowej Bałtyku (źródła: Pracz 1989;

Niedźwiecki i in. 2000, Pracz, Kwasowski 2001; Hulisz 2013, w druku)

Należy dodać, że właściwości podobne do PASS i AASS mogą także wykazywać gleby

naturalnie zasolone występujące na obszarach śródlądowych: na Kujawach, w dolinie Warty

i Niecce Nidziańskiej (Czerwiński 1996; Hulisz, Piernik 2008) oraz niektóre gleby

industrialne zanieczyszczone siarką elementarną i produktami jej przemian (Reiman,

Bartosiewicz 1969, Hulisz i in. 2007).

Właściwości gleb kwaśnych siarczanowych

Badania prowadzone m.in. przez Pracza (1989) i Hulisza (2013, w druku) wykazały,

że w Polsce wśród gleb kwaśnych siarczanowych dominują PASS. W tabeli 1 przedstawiono

wybrane właściwości tych gleb (łącznie 12 profili). Były one wytworzone zarówno z osadów

organicznych, jak i mineralnych, co miało odzwierciedlenie w bardzo zróżnicowanej

zawartości węgla organicznego (Corg) oraz siarki ogółem (St). Niski stosunek wymienionych

składników (C:S), osiągający minimalne wartości poniżej 6, sugerował obecność form siarki

mineralnej (siarczków i siarczanów). Wpływ wód morskich na właściwości analizowanych

gleb był bardzo widoczny. Wartości przewodności elektrycznej pasty nasyconej (ECe) wahały

się od 1,3 do 43,3 dS·m-1

.

Tab. 1. Właściwości gleb kwaśnych siarczanowych występujących w Polsce

Lokalizacja

(liczba profili glebowych)

Corg

[% wag.]

St

[% wag.] C:S

ECe

[dS∙m-1

] pHox pHa - pHox Autor, rok

Karsiborska Kępa (3) 0,1-34,5 <0,1-2,8 2-70 6,3-14,6 3,1-6,8 0,1-3,6

Hulisz, 2013,

w druku Wrzosowo (2) 0,2-22,4 <0,1-1,7 1-37 4,6-8,9 3,3-6,3 0,1-3,1

Władysławowo (3) 0,2-33,9 <0,1-1,6 6-53 2,2-16,5 3,9-7,2 0,2-2,3

Roby (2) 22,7-37,1 0,8-6,2 1-28 3,6-27,2 2,1-4,6 0,2-3,8 Pracz, 1989

Mrzeżyno (2) 0,2-40,0 0,1-2,7 2-25 1,3-43,3 3,2-5,7 0,2-3,8

Objaśnienia symboli: Corg – zawartość węgla organicznego, St – zawartość siarki ogółem, pHa – pomiar pH

gleb (w H2O) przy aktualnej wilgotności, pHox – pomiar pH gleb (w H2O) po inkubacji próbek w warunkach

laboratoryjnych, ECe – przewodność elektryczna pasty nasyconej


___________________________________________________________________________________________________

46

O występowaniu PASS w omawianej grupie gleb świadczyły jednak przede wszystkim

duże różnice pomiędzy dwoma pomiarami pH: przy aktualnej wilgotności gleb, w warunkach

terenowych (pHa) oraz po inkubacji (suszeniu) próbek przez 2-3 miesiące w warunkach

laboratoryjnych (pHox). Silnemu zakwaszeniu próbek (pHox<3,5) sprzyjał niemal całkowity

brak węglanów. Najwyższe wartości pHa-pHox zanotowano dla poziomów glebowych

kontaktujących się z płytko zalegającymi wodami gruntowymi. Wynosiły one maksymalnie

do 3,8 jednostek pH (tab. 1). Prezentowane wyniki mogą być interpretowane w kontekście

potencjalnych zmian odczynu gleb zawierających siarczki żelaza, wywołanych trwałym

obniżeniem poziomu wód gruntowych, np. w wyniku melioracji. Proces utleniania tych

związków w glebach ma charakter mikrobiologiczno-chemiczny. Najważniejszym produktem

reakcji jest kwas siarkowy (VI), który powstaje zgodnie z równaniem (Dent 1986):

4FeS2 + 15O2 + 14H2O 4Fe(OH)3 + 8SO42-

+ 16H+

Jego obecność może być neutralizowana, w przypadku gdy gleba zawiera dostateczną

ilość CaCO3, bądź też inne składniki, takie jak kationy o charakterze zasadowym lub minerały

ilaste, decydujące o zdolności buforowej gleby. Należy jednak zwrócić uwagę, że proces

utleniania siarczków i postępujące w jego wyniku zakwaszenie zachodzi w poziomach

organicznych znacznie wolniej niż w mineralnych, które m.in. mają większe zdolności

buforowe (Urbańska i in. 2012).

Zagrożenia związane z zakwaszeniem gleb wywołanym utlenianiem siarczków

Obecność znacznych ilości kwasu siarkowego (VI) w glebie pociąga za sobą szereg

niekorzystnych zmian. Wysokie stężenie jonów hydroksoniowych przyspiesza wietrzenie

chemiczne minerałów, co prowadzi do uwalniania się m.in. jonów glinu, manganu, cynku

oraz żelaza, negatywnie oddziałujących na rośliny (Barszczak, Bilski 1983). Jony te mogą

następnie łatwo przenikać do wody gruntowej, powodując obniżenie jej jakości (Smith,

Melville 2004). Zakwaszona i zanieczyszczona metalami woda może być natomiast

przyczyną śmierci wielu gatunków ryb i innych organizmów wodnych, powodując spadek

bioróżnorodności ekosystemów podmokłych i wodnych (Dent, Pons 1995). W takich

warunkach może dochodzić również do strat ekonomicznych m.in. z powodu korozji

urządzeń ze stali – rur, przepustów, mostów oraz niszczenia obiektów z betonu.

Gleby kwaśne siarczanowe stanowią integralną część siedlisk z halofitami, które

podlegają ochronie w ramach sieci Natura 2000 (Herbich 2004). Funkcjonowanie tych

siedlisk jest ściśle uwarunkowane dopływem słonych wód i związku z tym wymaga

odpowiedniego użytkowania terenu. Do największych zagrożeń należy osuszanie terenów

oraz budowa obwałowań. Przykładem gleb najbardziej wrażliwych na zmiany stosunków

wodnych mogą być PASS występujące na Karsiborskiej Kępie. Obszar tej wyspy podlega

wpływowi nanoszących materiał aluwialny wód Starej Świny oraz zasolonych i zasobnych

w siarczany wód Bałtyku. Procesowi zasiarczenia gleb sprzyja także zabagnienie będące

efektem prac hydrotechnicznych przeprowadzonych w ubiegłym wieku.


___________________________________________________________________________________________________

47

Należy się spodziewać, że sztuczne odwodnienie tej wyspy mogłoby doprowadzić do

obniżenia się poziomu wód glebowo-gruntowych, co skutkowałoby silnym zakwaszeniem

gleb w wyniku utleniania nagromadzonych w nich mineralnych związków siarki (Czyż i in.

2010, Urbańska i in. 2012).

Podsumowanie

Wśród zasolonych gleb polskiej strefy brzegowej zawierających znaczne ilości

mineralnych form siarki dominują gleby potencjalnie kwaśne siarczanowe (PASS).

Ze względu na swoje właściwości wymagają one specjalnych zabiegów w czasie

użytkowania. W przeciwnym razie istnieje duże ryzyko zakwaszenia gleb i wód.

Prezentowane dane wskazują, że problem zasiarczenia dotyczy niewielkiego areału gleb

nadmorskich. Należy jednak podkreślić, że są one istotnym składnikiem unikatowych siedlisk

o bardzo wysokiej wartości ekologicznej.

Bibliografia:

Barszczak T., Bilski J., 1983: Działanie glinu na rośliny. Postępy Nauk Roln. 3: 23-30.

Czerwiński Z., 1996: Zasolenie wód i gleb na Kujawach. Roczn. Gleb. 47. 3/4: 131-143.

Czyż H., Kitczak T., Durkowski T., 2010: Charakterystyka zbiorowisk roślinnych z udziałem

słonorośli oraz ich ochrona na obszarze wstecznej delty Świny. Środkowo-Pomorskie

Towarzystwo Naukowe Ochrony Środowiska, Rocznik Ochrona Środowiska 12: 109-125.

Dent D., 1986: Acid sulphate soils: a baseline for research and development. International Institute

for Land Reclamation and Improvement: Wageningen, The Netherlands.

Dent D.L., Pons L.J., 1995: A world perspective on acid sulphate soils. Geoderma 67; 263- 276.

Herbich J. (red.), 2004: Poradniki ochrony siedlisk i gatunków Natura 2000 – podręcznik metodyczny,

T.1. Siedliska morskie i przybrzeżne, nadmorskie i śródlądowe solniska i wydmy. Ministerstwo

Środowiska, W-wa.

Hulisz P., 2007: Wybrane aspekty badań gleb zasolonych w Polsce. SOP, Toruń.

Hulisz P., 2013: Geneza, właściwości i pozycja systematyczna marszy brakicznych w strefie

oddziaływania wód Bałtyku. Rozprawa habilitacyjna. Wyd. Naukowe UMK, Toruń (w druku).

Hulisz P., Piernik A., 2008: Taxonomic position of salt-affected soils containing reduced form

of sulphur. Agrochimija i Gruntoznawstwo 69: 101-106.

Hulisz P., Kwasowski W., Malinowski R., 2011: Właściwości i ranga systematyczna gleb objętych

wpływem procesów zasolenia i zasiarczenia w Polsce. 28. Kongres Polskiego Towarzystwa

Gleboznawczego „Gleba - Człowiek - Środowisko” – program i streszczenia, Toruń: 58.

Hulisz P., Pluta I., Pokojska U., 2007: Wpływ antropopresji na skład chemiczny gleb w otoczeniu

zbiornika wód kopalnianych "Bojszowy". Zesz. Probl. Post. Nauk Roln. 520: 65-73.

Mc Bride M., 1994: Environmental Chemistry of soils. Oxford University Press, New York, Oxford.

Niedźwiecki E., Protasowicki M., Wojcieszczuk T., Malinowski R., 2000: Zawartość siarki w glebach

wstecznej delty Świny na przykładzie gleb organicznych Karsiborskiej Kępy. Fol. Univ. Agric.

Stetin. 204, Agricultura 81: 97-102.

Pracz J., 1989: Właściwości gleb tworzących się przy udziale słonej wody gruntowej w polskiej strefie

przybałtyckiej. Rozprawy naukowe i monografie. Wydaw. SGGW-AR, Warszawa.

Pracz J., Kwasowski W., 2001: Charakterystyka kwaśnych gleb siarczanowych występujących

w rejonie Mrzeżyna. Roczn. Gleb. 52, 1/2: 23-37.

Reiman B., Bartosiewicz A., 1969: Działanie węgla brunatnego na plon roślin i pobieranie składników

pokarmowych na glebach piaszczystych. Roczn. WSR Poznań, 42, 102-115.

Smith J., Melville M.D., 2004: Iron monosulfide formation and oxidation in drain-bottom sediments

of an acid sulfate soil environment. Applied Geochemistry 19: 1837-1853.

Urbańska E., Hulisz P., Bednarek R., 2012: Effect of sulphide oxidation on selected soil properties.

J. Elem. 17 (3): 505-515.


___________________________________________________________________________________________________

48

Joanna Jokiel

Łukasz Pietruszyński


Katedra Hydrologii

Zmiany retencji powierzchniowej rezerwatu przyrody Beka

Rezerwat przyrody Beka znajdujący się w granicach podprowincji Pobrzeża

Południowobałtyckiego, na terenie Pobrzeża Gdańskiego, w mezoregionie Pobrzeże

Kaszubskie (Kondracki 2000), jest jednym z niewielu obszarów podmokłych w strefie

południowego Bałtyku, który pod względem cech biotycznych i abiotycznych jest unikatowy

na skalę nie tylko polską, ale wręcz europejską. Jest to obszar, który pozostaje pod ciągłym

wpływem dwóch środowisk - morskiego i lądowego, które wywierają silne piętno na jego

środowisko przyrodnicze i stosunki wodne. W efekcie obserwuje się tu rzadką na polskim

wybrzeżu florę halofilną ( tj. sit Gerarda, mlecznik nadmorski, świbka morska, babka

nadmorska) i wodno-błotną faunę ( tj. biegus zmienny, bąk, gęgawa, ohar, szlachar, błotniak

stawowy, błotniak zbożowy, błotniak łąkowy).

Rezerwat Beka pod względem hydrologicznym stanowi obszar podmokły typu słone łąki

(salt matshes), leżący w strefie morza zamkniętego, bezpływowego, o nadwyżkach

opadowych (Sprawozdanie… 2004) . Funkcjonowanie tego typu obszarów uzależnione jest

od czynników naturalnych jakim są okresowe, bezpośrednie intruzje wód morskich

do głównych obiektów hydrograficznych rezerwatu, jak również przelewanie się wód

słonawych przez wał brzegowy. Z drugiej strony słone obszary podmokłe do prawidłowego

funkcjonowania potrzebują stałej ingerencji człowieka.

Stosunki wodne słonych obszarów podmokłych rezerwatu Beka są niezwykle

dynamiczne i zależą od szeregu czynników: lokalizacji, sytuacji hydrologicznej czy

czynników pogodowych. Głównym celem pracy jest wykazanie znaczenia retencji

powierzchniowej w obiegu wody na słonych podmokłościach znajdujących się w strefie

kontaktu lądu i morza. Określenie długości i częstości występowania wody w postaci

zastoisk, na badanym obszarze, daje przesłanki do opisania jednej z faz obiegu wody jaką jest

właśnie retencja powierzchniowa. Według Pociask-Karteczki (2006) retencja

powierzchniowa polega na zatrzymaniu wody w jeziorach, stawach, zbiornikach

retencyjnych, zagłębieniach terenu, rzekach, bagnach i torfowiskach oraz śniegu i lodowcach.

W oparciu o tę definicję oraz o prace Drwala i Lange (1985) oraz Woźniak (2009) przyjęto,

że retencja powierzchniowa obszarów podmokłych to: zatrzymanie wody w niewielkich

zagłębieniach terenu, np. w obniżeniach na polach upranych. Zagłębienia muszą być jednak

na tyle duże, aby możliwe było ich zmierzenie w trakcie kartowania hydrograficznego.

Z kolei pominięto wodę związaną w utworach powierzchniowych i wypełniającą

mikrodepresje.


___________________________________________________________________________________________________

49

Pojęcie zastoiska rozumiane jest w pracy jako „obszar zlokalizowany w naturalnych

bądź sztucznych zagłębieniach terenu, stale lub okresowo wypełniony wodą pochodzącą

z opadów atmosferycznych, zanikających rozlewisk, zasilania morskiego, działalności wód

roztopowych lodowca itd.” (Sprawozdanie końcowe... 2004, str. 13). Dodatkowo w pracy

określając powierzchnię danego zastoiska brano pod uwagę tylko swobodne lustro wody,

czyli lustro pozbawione roślinności.

Zakres czasowy badań nad retencją powierzchniową rezerwatu obejmuje wyniki badań

archiwalnych przeprowadzonych na tym obszarze przez Katedrę Hydrologii UG w roku 2003

oraz badania prowadzone od 2011 roku do chwili obecnej.

Postępowanie badawcze, poza kwerendą materiałów źródłowych, polegało na badaniach

terenowych. W ramach realizacji badań terenowych wybrano do kartowania poligon

badawczy. Wyznaczony poligon badawczy (132 ha) obejmuje część rezerwatu, od jego

północnego krańca do rzeki Redy na południu (ryc. 1).

Ryc.1. Poligon badawczy

Nie analizowano retencji powierzchniowej na całym obszarze rezerwatu ponieważ

wcześniejsze badania prowadzone prze Katedrę Hydrologii UG wykazały, iż obszar

na południe od rzeki Redy charakteryzuję się odmiennymi od reszty obszaru stosunkami

hydrologicznymi. Jest on silnie zadrzewiony, a wody tej części rezerwatu w porównaniu

do reszty są wysłodzone.

Wyniki pomiarów powierzchni i głębokości rozlewisk i zastoisk posłużyły do obliczenia

ich objętości. Wykorzystano wzory na objętość stożka (Vs) i czaszy (Vc), z których obliczono

średnią arytmetyczną (Drwal i in. 2005).


___________________________________________________________________________________________________

50

Zastoiska na obszarze rezerwatu Beka powstawały w bezpośrednim sąsiedztwie

głównych kanałów i rowów melioracyjnych oraz tuż za wałem brzegowym. Największe

zastoiska występowały wzdłuż centralnej osi rezerwat, którą jest Kanał Beka.

Jest to najszerszy i najgłębszy kanał regularnie poddawany oczyszczaniu. Zaobserwowano

również kilka obiektów, które stale występują na analizowanym obszarze. Jednym z takich

elementów jest „Kałuża Ewy”, która zlokalizowana jest w centralno-zachodniej części

poligonu badawczego. W sytuacjach dużego uwodnienia obszaru dochodziło do zalewania

pastwisk znajdujących się na południe od Kanału Beka.

W grudniu 2003 roku zaobserwowana powierzchnia zastoisk wynosiła 6 ha, natomiast

w grudniu 2011 roku - 18 ha, co stanowi odpowiednio 4,5% i 14% powierzchni poligonu

badawczego (ryc. 2). Są to wyłącznie zastoiska z zaobserwowanym swobodnym lustrem

wody. Średnia objętość wody zmagazynowana na powierzchni terenu w postaci zastoisk

12.12.2003 r. wynosiła 7104 m3.

Ryc. 2. Zastoiska zaobserwowane w grudniu 2003 i 2011 roku

W czasie obserwacji prowadzonych w roku 2012 najmniej wody zaobserwowano

podczas kartowania w maju i lipcu powierzchnia zastoisk wynosiła odpowiednio 0,4 ha

i 1,4 ha, co stanowiło odpowiednio 0,3% i 1% powierzchni poligonu badawczego (ryc. 3).

Woda utrzymywała się tylko w stałych zagłębieniach między kanałami Jana a Beką.

Po wrześniowych sztormach sytuacja hydrologiczna na obszarze rezerwatu znacząco uległa

zmianie i w październiku powstały rozległe rozlewiska zajmujące około 15 ha co stanowi

12% poligonu badawczego. Głównie były to zastoiska rozlewające się na południe od Kanału

Beka. Należy zauważyć, że sytuacja październikowa, którą przedstawiono na ryc. 3 dotyczy

tylko zastoisk ze swobodnym lustrem wody. W rzeczywistości pastwiska na tym obszarze

w całości znajdowały się w stanie silnego uwodnienia.


___________________________________________________________________________________________________

51

Ryc. 3. Zastoiska zaobserwowane w roku 2012

Średnia objętość wody zmagazynowanej na powierzchni w postaci zastoisk wahała

się od 331 m3 w maju do 11805 m

3 w październiku. Średnia głębokość zmierzonych

rozlewisk i zastoisk wynosi około 17 cm. Powierzchnia omawianych obiektów jest różna

w zależności o sytuacji hydrometeorologicznej na danym obszarze. Nie wykazano żadnych

zależność między położeniem obiektu a jego powierzchnią nawet w przypadku rozlewisk,

które występują na obszarze rezerwatu cały rok.

Obserwowane sytuacje hydrograficzne na terenie rezerwatu Beka są chwilowym

obrazem przedstawiającym retencję powierzchniową. Pomiar tego elementu obiegu wody

na obszarze o takiej specyfice jaką charakteryzuje się rezerwat Beka jest niezwykle trudny.

W pracy podjęto próbę określenia dynamiki tego elementu oraz oszacowano ilość wody jaka

została zmagazynowana na powierzchni terenu. Przedstawione na rycinach zastoiska, jak już

wspomniano dotyczą tylko obiektów ze swobodnym lustrem wody. Kompleksowe

oszacowanie retencji powierzchniowej rezerwatu Beka jest niezwykle problemowe, ponieważ

cały obszar praktycznie przez cały rok pozostaje uwodniony. Roślinność i utwory torfowe

magazynują ją tuż przy powierzchni stąd każdy nieznaczny nacisk podłoża powoduje jej

wypłyniecie.

Retencja powierzchniowa na badanym obszarze jest istotnym elementem obiegu wody.

Od częstości i długości zalegania wody zależy flora i fauna rezerwatu.


___________________________________________________________________________________________________

52

Bibliografia:

Drwal J. (red.), 2004: Sprawozdanie końcowe z projektu badań nt. „Wpływ sąsiedztwa Zatoki Puckiej

na stosunki wodne rezerwatu Beka”, 2004, maszynopis w Katedrze Hydrologii UG

i w Ogólnopolskim Towarzystwie Ochrony Ptaków.

Drwal J., Cieśliński R., Hryniszak E., 2005: Rezerwat Beka – specyficzny geoekosystem

południowobałtyckiego wybrzeża. A. Kostrzewski, R. Kolander (red.), Zintegrowany monitoring

środowiska przyrodniczego – Funkcjonowanie geoekosystemów Polski w warunkach zmian

klimatu i różnokierunkowej antropopresji, Biblioteka Monitoringu Środowiska, bogunki

Wydawnictwo Naukowe, Poznań, s: 249-261.

Drwal J., Lange W., 1985: Niektóre limnologiczne odrębności oczek, Zeszyty Naukowe Biologii

Lenartowicz Z., Błaszkowska B., 1996: Informacje wprowadzające [w:] Z. Lenartowicz (red.)

Monografia rezerwatu przyrody Beka. Materiały do monografii przyrodniczej regionu gdańskiego,

Wyd. Gdańskie, Gdańsk, s: 83-87.

Kondracki J.,2000: Geografia regionalna Polski, PWN, Warszawa.

Pociask-Karteczka J. (red.), 2006: Zlewnia właściwości i procesy, Wydawnictwo Uniwersytetu

Jagielońskiego, Kraków, s:241-245.

Woźniak E., 2009: Rola obszaru endoreicznego Linia w bilansowaniu opadu atmosferycznego,

Rozprawa doktorska napisana w Katedrze Hydrologii UG, promotor Drwal J., maszynopis

w Katedrze Hydrologii UG.


___________________________________________________________________________________________________

53

Robert Kolander

Martin-Luther-Universität Halle-Wittenberg

Institut für Geowissenschaften und Geographie

Zastosowanie skaningu laserowego w pomiarach ilościowych abrazji na

klifowym odcinku wyspy Wolin

Wstęp

Fizyczno-geograficzne badania naukowe dotyczące klifowych wybrzeży wyspy Wolin

sięgają stu lat i znalazły trwałe miejsce w niemieckiej i polskiej literaturze. Podejścia

badawcze oparte były głównie na klasycznej obserwacji terenowej oraz na analizie map

historycznych i archiwów. Hartnack (1926) na podstawie dostępnych materiałów z II połowy

XIX wieku wylicza wielkość abrazji w pobliżu dzisiejszego Rezerwatu Czubińskiego

znajdującego się na wschód od Międzyzdrojów (Misdroy) na 0,8 m rocznie. Heiser (1925)

szacuje abrazję o wartości 1,0 m rocznie na podstawie danych kartograficznych z okresu

1695-1924. Szopowski (1961) podaje wartość abrazji 0,8 m rocznie na podstawie dostępnych

danych kartograficznych z okresu od 1695 do 1886.

Kluczowe czynniki i procesy geomorfologiczne wpływające na tempo abrazji wybrzeża

opisali na podstawie wieloletnich badań terenowych Kostrzewski i Zwoliński (1986, 1988,

1995 i 2012). Wykorzystywana przez nich początkowo metodyka badań tempa abrazji

opierała się na dostępnych wtedy prostych pomiarach geodezyjnych, np. zmiana odległości

górnej krawędzi klifu od wybranych drzew, które pełniły rolę reperów.

W ostatnich latach inna ciekawą metodą badawczą jest wykorzystanie przez Buchwał

i Winowskiego (2009) dendrochonologi w interpretacji rozwoju procesów i form

geomorfologicznych na stoku klifu. Nieocenioną wartość stanowią także liczne badania

osadów klifowych (Borówka i in. 1982, 1986, Kostrzewski 1985) i istniejąca dokumentacja

fotograficzna.

Dopiero w ostatnich latach pojawiła się możliwość precyzyjnego kartowania wybrzeży

klifowych w oparciu o systemy nawigacji satelitarnej. Ciągły rozwój terenowych metod

pomiarowych pozwala na jeszcze bardziej zaawansowane technologicznie, trójwymiarowe

badania tej strefy.

Celem niniejszego opracowania jest przedstawienie na przykładzie dwóch

reprezentatywnych odcinków wybrzeża możliwości, jakie daje w badaniach abrazji morskiej

skaning laserowy o wysokiej rozdzielczości.

Obszar badań

Do szczegółowych badań tempa abrazji wybrano dwa reprezentatywne odcinki wybrzeża

klifowego (ryc. 1). Pierwszy z nich znajduje się na wysokości Rezerwatu Czubińskiego (CzR)

pomiędzy 14°29′56.18″ E, 53°57′46.78″ N i 14°29′58.99″ E, 53°57′48.43″ N, drugi

w pobliżu wschodniej granicy Wolińskiego Parku Narodowego (WNP-EB) pomiędzy


___________________________________________________________________________________________________

54

14°35′23.43″ E, 53°59′10.27″ N i 14°35′31.39″ E, 53°59′12.55″ N. Na odcinku testowym

zlokalizowanym w pobliżu Rezerwatu Czubińskiego bezpośrednie obserwacje abrazji

prowadzone są przynajmniej od 1980 roku przez Kostrzewskiego i Zwolińskiego (2012).

Dla odcinka położonego we wschodniej granicy parku (WNP-EB) nie są znane publikacje

przedstawiające tempo abrazji na podstawie bezpośrednich badań terenowych.

Procesy abrazji na badanym obszarze uwarunkowane są przede wszystkim klimatem,

stanami morza i podatnością osadów glacjalnych na erozję. Oceaniczny klimat wyspy Wolin

w porównaniu do innych regionów Polski charakteryzuje się największą liczbą dni

słonecznych i ciepłych oraz najmniejszą liczbą dni z wysokim zachmurzeniem (Woś 1999).

Przymrozki i mróz pojawiają się na tym obszarze również rzadziej niż w innych regionach

Polski. Począwszy od roku 1990 średnia temperatura roczna wahała się od zaledwie 6,5 °C

w roku 1996 do aż 9,8 °C w roku 2007. Suma roczna opadów atmosferycznych jest bardzo

zmienna i w roku 1998 przekroczyła 850 mm a w roku 2006 wyniosła jedynie 450 mm.

Ryc. 1. Lokalizacja odcinków testowych „Rezerwat Czubińskiego (CzR)” oraz „wschodnia granica

Wolińskiego Parku Narodowego (WNP-EB)”

Metodyka

Skanowanie wybrzeża klifowego (część nawodna) wykonano w maju 2011, we wrześniu

2011 oraz w maju 2012 skanerem laserowym ILRIS-36D kanadyjskiej firmy Optech.

Urządzenie pozwala na skanowanie powierzchni obiektów oddalonych do 1500 m

z dokładnością do 7 mm. Tzw. ”PanTilt” umożliwia wygenerowanie „chmury punktów”

z jednego stanowiska, gdzie kąt obrazowania może zamknąć się w pełnych 360°.

Częstotliwość próbkowania wynosi około 2500 punktów na sekundę.


___________________________________________________________________________________________________

55

Wszystkie skany dowiązano do układu współrzędnych (georeferencja). W sekcji WNP-

EB zeskanowano 2427 m2 (szerokość około 160 m, wysokość około 15 m i dominująca

ekspozycja NNW). Sekcja CzR obejmuje obszar 4255 m2 (szerokość około 71 m , wysokość

około 60 m i dominująca ekspozycja NW). Obie wybrane lokalizacje były skanowane

trzykrotnie, dwa razy w 2011 roku i jeden raz w roku 2012. Okresy obserwacji wyniosły

125 dni od 18 maja 2011 do 20 września 2011 roku i 351 dni od 18 maja 2011 do 03 maja

2012 roku. Obie sekcje były skanowane z dwóch różnych pozycji, aby uniknąć efektu

„cienia” typowego dla obiektów trójwymiarowych, takich jak formy akumulacyjne i erozyjne,

czy np. martwe drzewa i duże głazy. Rozdzielczość podstawowa wynosiła około 40 mm

dla średniej odległości ok. 30-50 m (tab. 1)

W obu przypadkach zebrane dane podstawowe zostały poddane obróbce przy użyciu

oprogramowania PolyWorks, integrującego m.in. przy pomocy algorytmu „Iterative Closest

Point” pojedyncze chmury punktów w jeden zbiór danych (Bimböse i in. 2011). Każda

chmura punktów została poddana georeferencji z sześcioma punktami GPS. Do identyfikacji

zmian pomiędzy poszczególnymi okresami czasu wykorzystano algorytm „cut and fill”

pozwalający na wykrywanie zmian dla każdego pojedynczego punktu (ubytek/przyrost).

Tab. 1. Parametry skanowania odcinków testowych „Rezerwat Czubińskiego (CzR)” oraz „wschodnia

granica Wolińskiego Parku Narodowego (WNP-EB)”

Nazwa

odcinka Skanowanie

Powierzchnia

skanu [m²]

Punkty

TLS

Rozdzielczość

TLS [mm]

Liczba

skanów

WNP-EB maj 2011 2427 2664117 22 2

wrzesień 2011 2455920 39 2

maj 2012 2511985 37 2

CzR maj 2011 4255 4264750 33 2

wrzesień 2011 4481705 36 4

maj 2012 4420107 35 4

Wyniki i dyskusja

Roczna obserwacja abrazji klifu na wybrzeżu wyspy Wolin wykazuje duże

zróżnicowanie ilościowe i przestrzenne tego zespołu procesów. Zaobserwowano miejsca

o znacznych ubytkach osadów budujących wybrzeże oraz zinwentaryzowano obszary

akumulacji zerodowanych stoków (ryc. 2, 3, tab. 2).

Erozja wybrzeża klifowego na wysokości Rezerwatu Czubińskiego wyniosła w okresie

od maja 2011 do września 2011 roku 310,1 m³ co odpowiada cofnięciu się klifu o 1,5 cm oraz

888,7 m³ i 4,3 cm w okresie od maja 2011 do maja 2012. Na tym odcinku zinwentaryzowano

dwa duże obszary o intensywnej erozji w postaci osuwisk w glinie morenowej (ryc. 2).

Większe z osuwisk miało objętość 225 m³ a jego obszar źródłowy około 20 m². Maksymalny

ubytek osiągnął w tym miejscu 2,581 m, a maksymalna miąższość stożka u podnóża klifu

wyniosła 1,545 m. Drugie, mniejsze osuwisko o objętości około 85 m³ spowodowało

na powierzchni 12 m² maksymalny ubytek o głębokości 1,429 m. Miąższość stożka


___________________________________________________________________________________________________

56

u podnóża w tym przypadku osiągnęła 1,029 m. Oprócz typowych osuwisk zaobserwowano

m.in. obrywy gliny i systemy żłobków erozyjnych o głębokości do 40 cm. W piaszczystej,

górnej części klifu, zaobserwowano ubytki na skutek intensywnych procesów eolicznych.

Opis tego zjawiska znajduje się w pracy Hojana (2009).

Ryc. 2. Erozja (wartości ujemne) i akumulacja (wartości dodatnie) odcinka testowego „Rezerwat

Czubińskiego (CzR)” w okresie od 18 maja 2011 do 03 maja 2012 [m]

Ryc. 3. Erozja i akumulacja odcinka testowego „wschodnia granica Wolińskiego Parku Narodowego

(WNP-EB)” w okresie od 18 maja 2011 do 03 maja 2012 [m]


___________________________________________________________________________________________________

57

Tab. 2. Ilościowe wartości abrazji na odcinkach testowych „Rezerwat Czubińskiego (CzR)” oraz

„wschodnia granica Wolińskiego Parku Narodowego (WNP-EB)”

Nazwa

odcinka

Data Średnia

abrazja [cm]

Ubytek

osadów [m3] skan 1 skan 2

WNP-EB 18.05.2011 20.09.2011 5,9 285,0

CzR 18.05.2011 20.09.2011 1,5 310,1

scan 1 scan 3

WNP-EB 18.05.2011 03.05.2012 9,0 (rocznie 9,3) 434,7 (rocznie 451,4)

CzR 18.05.2011 03.05.2012 4,3 (rocznie 4,5) 888,7 (rocznie 922,8)

Średnie tempo cofania się klifu na obszarze położonym we wschodniej części

Wolińskiego Parku Narodowego wyniosło od maja do września 2011 r. 5,9 cm a zerodowana

objętość osadów osiągnęła 285,0 m³. W okresie od maja 2011 do maja 2012 klif cofnął się

o 9 cm a jego ubytek to 434,7 m³. Na tym 160 metrowym odcinku wybrzeża erozja

przebiegała przeważnie równomiernie. Zaobserwowano jedynie dwa osuwiska, które

odprowadziły osad, złożony następnie u podnóża klifu w formie stożków o miąższości

maksymalnej odpowiednio 0,349 i 0,701 m (ryc. 3). Na tym obszarze intensywność erozji

warunkują także osuwające się i spadające drzewa. W górnej, piaszczystej części klifu,

system korzeniowy osuwających się drzew przyczynia się do znacznych ubytków w „ścianie”

klifu. Mimo, że pnie drzew docierających do podstawy klifu stanowią naturalną ochronę

przed intensywną erozją, ochrona ta jest jedynie krótkotrwała i nie stanowi bariery dla

intensywnej erozji podczas wysokich stanów morza.

Wnioski końcowe

Stosowanie metody skanowania laserowego pozwala zwiększyć dokładność w badaniach

procesów abrazji morskiej naziemnej części wybrzeża. Metoda ta zapewnia pozyskiwanie

danych ilościowych o wysokiej rozdzielczości, możliwych następnie do wykorzystania przez

specjalistów z różnych dziedzin, zajmujących się problematyką wybrzeży morskich.

Pozyskiwane dane można również porównywać z wynikami uzyskiwanymi wcześniej przy

pomocy mniej precyzyjnych metod. Zaletą metody skanowania laserowego jest

m.in. możliwość pomiaru nie tylko abrazji wybrzeża rozumianej jako „cofnięcie się” klifu.

Skaning laserowy daje też możliwość pomiaru objętości erodowanego i akumulowanego

osadu.

Bibliografia:

Bimböse M., Nicolay A., Bryk, A., Schmidt K.-H., Morche D., 2011: Investigations on intra- and

interannual coarse sediment dynamics in a high-mountain river. Zeitschrift für Geomorphologie 55,

Supl. 2, 67-80.

Borówka R.K., Gonera P., Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1982: Origin, age and paleogeographic

significance of cover sands in the Wolin end moraine area, North-West Poland. Quaestiones

Geographicae 8, 19-36.

Borówka R.K., Gonera P., Kostrzewski A., Nowaczyk B., Zwoliński Zb., 1986: Stratigraphy of

aeolian deposits in Wolin Island and the surrounding area, North-West Poland. Boreas 15, 301-309.


___________________________________________________________________________________________________

58

Buchwał A., Winowski M., 2009: Determination of rotational landslides on the moraine cliff coast:

dendrogeomorphological approach (Southern Baltic, Poland), Conference papers, 7th International

Conference on Geomorphology - Melbourne 2009.

Hartnack W., 1926: Die Küste Hinterpommerns unter besonderer Berücksichtigung der Morphologie.

Jahrbuch der Geographischen Gesellschaft Greifswald: Bd. 43/44, Reihe 2.

Heiser H., 1925: Der Rückgang der Deutschen Ostseeküste. Die Bautechnik. Jg. 3, Bd. 64.

Hojan M., 2009: Aeolian processes on the cliffs of Wolin Island. Quaestiones Geographicae 28A/2,

39-46.

Kostrzewski A., 1985: Variation in the particle size distribution and degree of sand grain abrasion in

morainic till of the Wolin Island, NW Poland. Quaternary Studiesin Poland 6.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1986: Operation and morphologic effects of present-day

morphogenetics processes modelling the cliffed coast of Wolin Island, N.W. Poland. In: V.

Gardiner (red.), International Geomorphology (1986): John Wiley & Sons, Part 1, 1231-1252.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1988: Morphodynamics of the cliffed coast, Wolin Island. Geographia

Polonica, 55, 69-81.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1995: Present-day morphodynamics of the cliff coasts of Wolin

Island. Journal of Coastal Research, Spec. Iss. 22, 293-303.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 2012: Tempo cofania korony klifu morskiego, wyspa Wolin. Poznań-

Biała Góra, 1995-2010. http://www.staff.amu.edu.pl/~anko/Wolin/. Accessed at 28 Februar 2013.

Szopowski Z., 1961: Zarys historyczny zniszczeń polskich morskich brzegów klifowych. Materiały do

Monografii Polskiego Brzegu Morskiego. PAN Inst. Bud. Wodn. w Gdańsku. Gdańsk, Poznań:

PWN; z. 1.

Woś A., 1999: Klimat Polski. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa.

http://www.staff.amu.edu.pl/~anko/Wolin/


___________________________________________________________________________________________________

59

Andrzej Kostrzewski1

Zbigniew Zwoliński1

Mariusz Samołyk1,2

Jacek Tylkowski1,2

Marcin Winowski1

Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu 1Instytut Geoekologii i Geoinformacji

2Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze

Morfosystem wybrzeży klifowych wyspy Wolin

- monitoring ostrzegawczy, program ochrony

Wprowadzenie

Wybrzeża klifowe występują we wszystkich strefach morfoklimatycznych, stanowią

ważną strukturę krajobrazową powierzchni Ziemi. Typologia wybrzeży warunkowana jest

morfolitologią, obiegiem wody sterowanym klimatem, użytkowaniem terenu oraz

różnokierunkową działalnością człowieka.

W procesie ewolucji morfosystem wybrzeża podlega rozczłonkowaniu na oddzielne

jednostki przestrzenne - geoekosystemy. Geoekosystemy Bałtyku Południowego

są stosunkowo słabo rozpoznane w zakresie typologii, struktury wewnętrznej

i funkcjonowania.

Sprawą pierwszorzędnej wagi ważną zarówno z merytorycznego jak i aplikacyjnego

punktu widzenia jest organizacja interdyscyplinarnych badań w powiązaniu z monitoringiem

środowiska przyrodniczego, wybranych geoekosystemów wybrzeża Bałtyku Południowego.

Zebrane dane pomiarowe dotyczące różnych przejawów funkcjonowania geoekosystemów

ze szczególnym zwróceniem uwagi na zjawiska ekstremalne, stanowią podstawę rozpoznania

zagrożeń dla potrzeb monitoringu ostrzegawczego.

Monitoring ostrzegawczy rozpoznaje i określa typ i charakter zagrożeń wybrzeży,

przedstawia wartości progowe przekroczenia obszaru stanów dozwolonych, w celu

wprowadzenia systemu ochrony wybrzeża i obiektów wprowadzonych przez człowieka.

Podstawowym celem realizowanego programu na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin jest

m.in. wypracowanie podstaw systemu ostrzegawczego o zmianach brzegów klifowych,

wywołanych procesami ekstremalnymi.

Program badań realizowany był na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin (na wschód

od Międzyzdrojów), na pięciu wytypowanych odcinkach testowych o zróżnicowanej

morfologii i litologii oraz długości (150-400 m). Można przyjąć, że klify wolińskie

są reprezentatywne dla wybrzeży klifowych Bałtyku Południowego, a więc możliwe są studia

porównawcze.


___________________________________________________________________________________________________

60

Wieloletnie badania tempa abrazji wybrzeży klifowych wyspy Wolin, tendencje zmian.

Wieloletnie badania tempa abrazji wybrzeży klifowych wyspy Wolin (od 1975 roku,

systematyczny monitoring od 1985 roku), pozwalają na określenie prawidłowości w zakresie

wpływu uwarunkowań morfolitologicznych i hydrometeorologicznych na funkcjonowanie

i tempo przemian geoekosystemów wybrzeży klifowych.

Zarejestrowane pomiary tempa cofania brzegów klifowych wyspy Wolin w latach

1984-2010 wykazują, że roczne średnie wartości cofania klifu mieszczą się w granicach

0 - 4,33 m/a, przy średniej wieloletniej 0,24 m/a dla wszystkich monitorowanych odcinków.

Należy zaznaczyć, że maksymalne tempo cofania klifu (0,35 m/a) odnotowano dla odcinka

piaszczystego (odcinek IV). Natomiast dla klifów zbudowanych z glin morenowych, tempo

abrazji rocznej jest o połowę mniejsze.

Ważną cechą diagnostyczną rozwoju wybrzeży klifowych są maksymalne wartości

tempa cofania brzegów klifowych w analizowanym wieloleciu. Tempo abrazji brzegów

klifowych wyspy Wolin zawiera się w granicach 0 – 9,8 m. Maksymalne wartości tempa

abrazji klifów pozostają w związku z prawidłowością kulisowego rozwoju wybrzeży

klifowych (Furmańczyk 1994, Subotowicz 1982).

Szczegółowa analiza wyników monitoringu tempa abrazji brzegów klifowych wyspy

Wolin w latach 1984 – 2010 pozwala wydzielić okresy równowagi dynamicznej przedzielone

okresami zwiększonej aktywności tempa ich abrazji.

Zwiększoną aktywność morfologiczną brzegów klifowych odnotowujemy po sztormach

w 1983 roku. Kolejny okres to okres względnej równowagi dynamicznej z wyraźną

stabilizacją brzegów klifowych.

Jeden z największych sztormów XX wieku na Wolinie odnotowany został w listopadzie

1995 roku, powodując zwiększoną aktywność morfologiczną na wszystkich monitorowanych

odcinkach testowych. Po tym wyjątkowym zdarzeniu o charakterze ekstremalnym kolejny

okres cechuje zmniejszona aktywność morfologiczna brzegów klifowych Wolina. Analiza

trendu liniowego tempa abrazji w analizowanym 25-leciu, wykazuje nieznaczną tendencję

zmniejszania tempa abrazji, głównie na odcinkach gliniastych i gliniasto-piaszczystych oraz

nieznaczny wzrost abrazji klifów piaszczystych.

Klasyfikacja zagrożeń i system ostrzeżeń o przemianach brzegów klifowych jako

podstawa monitoringu ostrzegawczego

Proponowana klasyfikacja zagrożeń geoekosystemów wybrzeży klifowych, uwzględnia

wpływ uwarunkowań hydrometeorologicznych i intensywności zmian na określone stany

morfodynamiki oraz tendencji zmian klifów.


___________________________________________________________________________________________________

61

Szczegółowe studium zmienności poziomów morza i opadów atmosferycznych

w minionym 25-leciu pozwala stwierdzić, że brzegi klifowe rozwijają się głównie w wyniku

abrazji morskiej a z kolei pod wpływem intensywnej działalności procesów subaeralnych,

przede wszystkim ruchów masowych i spłukiwania. Wezbrania sztormowe doprowadzają

do destabilizacji brzegów klifowych i wytrącenia ich ze stanu względnej równowagi

dynamicznej.

Klasyfikacja zagrożeń brzegów klifowych w zależności od intensywności zmian

uwarunkować hydrometeorologicznych, pozwala wyznaczyć wartości progowe dla opadów

i poziomu morza z punktu widzenia ich oddziaływania na transformację brzegów klifowych

Południowego Bałtyku:

ostrzegawczy poziom morza 560 cm,

alarmowy poziom morza 580 cm (Kołobrzeg – Świnoujście),

alarmowy poziom morza 570 cm (Kołobrzeg – Gdańsk),

niszczący (abrazyjny) poziom morza 590 cm,

suma dobowa opadu atmosferycznego:

klif woliński > 29 mm,

klif kołobrzesko-sarbinowski > 32 mm,

klif ustecki > 33 mm,

klify Zatoki Gdańskiej > 34 mm.

średnia prędkość wiatru > 11 m/s.

System ostrzeżeń winien być oparty na dobrych podstawach teoretycznych

z uwzględnieniem danych pomiarowych monitoringu hydrometeorologicznego

i geomorfologicznego. Prognozowanie, operacyjne i strategiczne winno uwzględniać

zweryfikowane modele o charakterze ilościowym. Z punktu widzenia założeń

zrównoważonego rozwoju i zarządzania w strefie wybrzeża Bałtyku Południowego. Wyniki

prognozowania winny być podstawą realizacji funkcji informacyjnej i ostrzegawczej.

Podsumowanie

Przedstawiona propozycja klasyfikacji zagrożeń i systemu ostrzeżeń w strefie wybrzeża

Bałtyku Południowego ma znaczenie teoretyczne, służy konkretnym rozwiązaniom

praktycznym. Przekroczenie przedstawionych wartości progowych oznacza różnorodne

zniszczenia w strefie wybrzeża, stanowi zagrożenie dla osadnictwa i gospodarki

Sprawą o znaczeniu strategicznym jest organizacja Zintegrowanego Monitoringu

Środowiska Przyrodniczego na wybranych Geoekosystemach wybrzeża Bałtyku

Południowego jako podstawy prognozowania i programu ochrony.


___________________________________________________________________________________________________

62

Bibliografia:

Furmańczyk K., 1994: Współczesny rozwój strefy brzegowej morza bezodpływowego w świetle

badań teledetekcyjnych południowych wybrzeży Bałtyku, Rozprawy i Studia, Uniwersytet

Szczeciński T. 161.

Subotowicz W., 1982: Litodynamika brzegów klifowych wybrzeża Polski. Gdańskie Tow. Nauk.,

Ossolineum, Wrocław.


___________________________________________________________________________________________________

63

Arkadiusz Krawiec

Uniwersytet Mikołaja Kopernika

Katedra Geologii i Hydrogeologii

Ingresje i ascenzje wód słonych na Wyspie Wolin

Wyspa Wolin (ryc. 1) to obszar o odrębnym systemie hydrogeologicznym, urozmaiconej

rzeźbie terenu i dużym zróżnicowaniu w budowie geologicznej. W strefach brzegowych

zaznaczają się tu procesy ingresji wód słonych prowadzące do degradacji zasobów wód

słodkich. Tak jest np. na ujęciu Odra w zachodniej części wyspy. Temat ten poruszany był

przez m.in.: Kłyze (1988), Matkowską (1997) czy Gurwina i Krawca (2012). W pracy

przedstawiono wyniki badań elektrooporowych prowadzonych na terenie Wyspy Wolin

w 1997 oraz 2006 r. Dla tego obszaru wykonane były także badania modelowe

(Gurwin i in. 2009; Gurwin, Krawiec 2012), izotopowe i hydrochemiczne w próbkach wody

pochodzących z ujęć wód podziemnych (Krawiec 2013). Wykonane badania pozwoliły

oszacować czas przebywania wody w ośrodku skalnym, co umożliwiło wydzielenie stref

gdzie występują lub mogą wystąpić zagrożenia dla zasobów wód podziemnych.

Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań

Na podstawie analizy wyników badań elektrooporowych zlokalizowano strefy ascenzji

i ingresji wód o podwyższonej mineralizacji (ryc. 2, 3). Na ryc. 2 przedstawiono wyniki

badań geoelektrycznych przeprowadzonych w zachodniej części Wyspy Wolin.

Na przekrojach A i B zaznacza się niewielki wpływ ingresji wód morskich od Morza

Bałtyckiego, której zasięg można oszacować na około 50-250 m od brzegu. Do głębokości

około 60-70 m występują wody słodkie, co oznacza iż stropowe partie osadów

mezozoicznych także zawierają wody zwykłe. Ascenzja wód słonych zaznacza się wyraźnie


___________________________________________________________________________________________________

64

w części południowej przekroju B w rejonie miejscowości Wapnica. Analiza archiwalnych

badań geoelektrycznych wykonanych na Wyspie Wolin wykazuje jednoznacznie, iż w strefie

klifu pomiędzy Międzyzdrojami a Wisełką nie zaznaczają się procesy ascenzji i ingresji wód

słonych, a dopływ wód słodkich od strony lądu miejscami przesuwa strefę kontaktu wód

słodkich i słonych w głąb morza (Sadurski, red. 1999, Krawiec 2013).

Ryc. 2. Wyniki badan elektrooporowych w zachodniej części Wyspy Wolin

Inny obraz przedstawiają dane geofizyczne z zachodniej części wyspy z rejonu

Międzywodzia (przekrój D). Występuje tam całkowite zasolenie podłoża mezozoicznego oraz

warstw czwartorzędowych. Wody słodkie mogą znajdować się jedynie w warstwie

do głębokości kilkunastu m poniżej terenu. Zasolenie to związane jest z ingresją wód słonych

od Morza Bałtyckiego oraz Zalewu Kamieńskiego a także z procesami ascenzji wód

zmineralizowanych z podłoża.

Wyspa Wolin, pod względem hydrogeologicznym, stanowi naturalnie wyodrębnioną

jednostkę zasobową. Wody podziemne stanowią tu jedyne źródło wód pitnych.

W analizowanym obszarze, w osadach czwartorzędowych występują wody „młode”, których

czas przebywania w ośrodku skalnym na podstawie badań izotopowych oraz oznaczeń gazów

szlachetnych szacuje się najczęściej na kilkanaście do kilkudziesięciu lat (Krawiec 2013).


___________________________________________________________________________________________________

65

Wody nieco starsze, przebywające w systemie wodonośnym około 200 lat, występują

w głębszych poziomach czwartorzędowych. Zasilanie wód podziemnych zachodzi

w północnej i centralnej części wyspy. Lokalnie dopływ do obszaru badań jest formowany

także w wyniku infiltracji wód powierzchniowych, co zaznacza się w skrajnie zachodniej

części wyspy w rejonie ujęcia „Odra”, gdzie zachodzi infiltracja wód powierzchniowych

z Zalewu Szczecińskiego/Świny (Gurwin, Krawiec 2012). Podobna sytuacja ma miejsce

w części wschodniej wyspy wzdłuż rzeki Dziwny oraz w rejonie Międzywodzia.

Wykonane prace geofizyczne pozwoliły na wskazanie stref ingresji i ascenzji wód

słonych do warstw wodonośnych z wodą słodką. Analizowany obszar, szczególnie w skrajnie

wschodniej i zachodniej części wyspy, jest wrażliwy na wszelkie zmiany hydrodynamiczne

(obniżenie zwierciadła wody, zwiększony pobór). Każde prace hydrotechniczne,

czy budowlane wymagające odwodnień należy poprzedzić wnikliwą analizą

hydrogeologiczną i sporządzić prognozę oddziaływania na zasoby wód podziemnych.

Przydatne do takich analiz są metody numerycznego modelowania przepływu wód

(Gurwin, Krawiec 2012), a także badania elektrooporowe oraz wyniki oznaczeń

hydrochemicznych i izotopowych (Krawiec 2013).

Bibliografia:

Gurwin J., Krawiec A., 2012: Identyfikacja systemu krążenia wód podziemnych na Wyspie Wolin.

Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego 451: 53-62.

Gurwin J. (red.), Marszałek H., Rysiukiewicz M., Serafin R., Wąsik M., 2009: Monitoring środowiska

wodnego i modelowanie hydrogeologiczne rejonu Zalewu Szczecińskiego. Projekt badawczy

pt. Litogeneza i geochemia osadów dna i strefy brzegowej Zalewu Szczecińskiego.

Kłyza T., 1988: Wody podziemne na Wolinie i polskim Uznamie. Aktualne Problemy Hydrogeologii,

IV Ogólnopolskie Sympozjum. Gdańsk: 83-92.

Krawiec A., 2013: Pochodzenie anomalii chlorkowych w wodach podziemnych polskiego wybrzeża

Bałtyku. Wyd. Nauk. UMK Toruń (w druku).

Matkowska Z., 1997: Mapa Hydrogeologiczna Polski w skali 1 : 50 000 ark. Międzyzdroje (113)

i Wolin (114), PIG Warszawa.

Sadurski A. (red.), 1999: Ochrona zasobów wód podziemnych w warunkach ich eksploatacji w strefie

brzegowej zachodniego wybrzeża Polski. Grant nr 66 P04D 028 10. Maszynopis. Arch. ZGiH

UMK, Toruń.


___________________________________________________________________________________________________

66



Instytut Oceanografii

Wpływ progów podwodnych na transformację brzegu w Gdyni Orłowie

Progi podwodne to konstrukcje wzdłużbrzegowe, najczęściej budowane z kamienia,

znacznie rzadziej z betonu, czy elastycznych membran wypełnionych betonem, piaskiem

lub wodą (Harris 1996; Stauble, Tabar 2003). Ich głównym zadaniem jest dyssypacja energii

falowania oraz wytworzenie w obszarze osłoniętym, korzystnych warunków dla akumulacji

materiału osadowego (Basiński i in. 1993; Creter, Garaffa, Schmidt 1994).

Ryc. 1. Lokalizacja progów podwodnych w Gdyni Orłowie

Pierwsze konstrukcje progów podwodnych, na polskim wybrzeżu, zostały posadowione

w 2006 roku, w rejonie Klifu Orłowskiego w Gdyni Orłowie, na odcinku między

81 a 81,4 km linii brzegowej (ryc. 1.). Dodatkowo, w obrębie plaży i podbrzeża, wykonano

sztuczne zasilanie.

Powodem umocnienia brzegu klifowego w Gdyni Orłowie było bezpośrednie zagrożenie

abrazją morską i zalewaniem obszarów położonych na południe od Cypla Orłowskiego,

tj. przystani rybackiej oraz ulicy Orłowskiej, jak również niektórych obiektów zaplecza,

szczególnie w warunkach maksymalnych spiętrzeń sztormowych (Boniecka i in. 2004).


___________________________________________________________________________________________________

67

Ryc. 2. Zatokowy zarys brzegu wraz z formą przylądka brzegowego

Prace badawcze zostały wykonane w latach 2007-2010. Obejmowały one profilowanie

plaży i podbrzeża, pobór próbek powierzchniowych osadów plaży i osadów dennych

podbrzeża oraz dokumentację fotograficzną rejonu badań, w różnych warunkach

hydrometeorologicznych. Badaniami objęto 500-metrowy odcinek brzegu (od 81 do 81,5 km

linii brzegowej), wraz z pasem podbrzeża o szerokości ok. 250 m, w obrębie którego zostały

posadowione 3 progi podwodne. Ocenę oddziaływania progów na transformację brzegu

w rejonie Klifu Orłowskiego wykonano w oparciu o rozpoznanie procesów brzegowych, jak

i tendencji rozwojowych brzegu w okresie poprzedzającym wybudowanie konstrukcji.

Na podstawie przeprowadzonych badań i analiz stwierdzono, że wpływ progów

podwodnych na transformację brzegu jest niewielki. Przemawia za tym utrzymujący

się zatokowy zarys linii brzegowej, wraz z względnie stabilną formą przylądka w centralnej

części odcinka, obecną zarówno w okresie przed (1966-2005), jak i po posadowieniu

konstrukcji (ryc. 2.). Ponadto, rytmika zmian morfologicznych i zmienność wskaźników

uziarnienia osadów plaży zbliżone są do zmian w okresie poprzedzającym realizację projektu

ochrony brzegu (1966-2005) (Bohdziewicz 1967; Wasilewska 1983; Szabłowska 2000;

Boniecka i in. 2004; Burciu 2006) i świadczą o neutralnym oddziaływaniu progów.

Wpływ progów ogranicza się przede wszystkim do rejonu konstrukcji. Najistotniejsze

zmiany zarejestrowano w otoczeniu progów. Pojawiły się przegłębienia dochodzące do 1 m,

a w ich cieniu obszary okresowej depozycji osadów, jednak tylko w okresach o małym


___________________________________________________________________________________________________

68

natężeniu zjawisk sztormowych (Kubowicz-Grajewska, Piekarek-Jankowska 2009).

Na pozostałej części podbrzeża uziarnienie osadów dennych nie uległo istotnym zmianom,

szczególnie w strefie wzdłużbrzegowego potoku rumowiska, co może świadczyć o znikomym

wpływie progów na pierwotną w badanym obszarze cyrkulację prądową.

Analiza bilansu materiału osadowego w latach 2005-2010, w odniesieniu do stanu sprzed

wybudowania progów wykazała, że plaża i podbrzeże powróciły do stanu początkowego

(Kubowicz-Grajewska 2012). Negatywne zmiany abrazyjne zaszły również na klifie, głównie

w rejonie cypla i na południe od niego (Kwoczek 2007, Chrząstowska 2010).

Pomimo ochrony brzegu, w rejonie Klifu Orłowskiego nadal przeważają procesy abrazji.

Dno przybrzeża stanowi platformę abrazyjną, o cienkiej pokrywie luźnych osadów

piaszczysto-żwirowych, pochodzących z niszczenia plaży i klifu.

Bibliografia:

Basiński T., Pruszak Z., Tarnowska M., Zeidler R., 1993: Ochrona brzegów morskich, Wydawnictwo

IBW PAN, Gdańsk

Bogacka A., 2003: Dostawa zawiesiny mineralnej do wód Zatoki Gdańskiej w wyniku abrazji Klifu

Orłowskiego, Rozprawa doktorska – maszynopis, Instytut Oceanografii UG

Bohdziewicz L., 1967: Inwentaryzacja plaż Trójmiasta 1966/67, Archiwum Zakładu Nauk o Ziemi

Politechniki Gdańskiej, Gdańsk

Boniecka H., Cieślak A., Dubrawski R., Marcinkowski T., Zawadzka-Kahlau E., 2004: Rozpoznanie

stanu, ocena stopnia zagrożenia oraz propozycje zabezpieczenia brzegu Zatoki Gdańskiej na

odcinku km 80.8-81.8 w Gdyni – Orłowie, maszynopis, Gdańsk – Gdynia, wrzesień 2004

Burciu M., 2006: Geodynamika plaży w rejonie Gdyni, Praca magisterska – maszynopis, Zakład

Geologii Morza, Instytut Oceanografii UG

Chrząstowska N., 2010: Zmiany geomorfologiczne zbocza i korony Klifu Orłowskiego w latach 2008-

2009, Praca magisterska – maszynopis, Zakład Geologii Morza, Instytut Oceanografii UG

Creter R.E., Garaffa T.D., Schmidt C.J., 1994: Enhancement of beach fill performance by combination

with an artificial submerged reef system. L.S. Tate (red.), Proc. 7th National Conference on Beach

Preservation Technology, Florida Shore and Beach Preservation Association, Tallahassee, Florida,

69-89

Harris L.E., 1996: Wave attenuation by rigid and flexible-membrane submerged breakwaters. Boca

Raton, Florida, Florida Atlantic University, Rozprawa doktorska

Kubowicz-Grajewska A., 2012: Wpływ progów podwodnych w rejonie Klifu Orłowskiego na

morfolitodynamikę strefy brzegowej, Rozprawa doktorska – maszynopis, Instytut Oceanografii UG

Kubowicz-Grajewska A., Piekarek-Jankowska H., 2009: The influence of submerged breakwaters on

the nearshore zone lithodynamics in the region of the cliff coast in Gdynia-Orłowo (Southern

Baltic, Poland), Quaestiones Geographicae 28A/2, Adam Mickiewicz University Press, Poznań,

75-83

Kwoczek P., 2007: Stan zmian brzegu klifowego Kępy Redłowskiej w rejonie Gdyni Orłowa w latach

1997-2007, Praca magisterska – maszynopis, Zakład Geologii Morza, Instytut Oceanografii UG

Stauble D.K., Tabar J.R., 2003: The Use of Submerged Narrow-Crested Breakwaters for Shoreline

Erosion Control, Journal of Coastal Research, West Palm Beach (Florida), Vol. 19, No. 3, 684-722

Szabłowska J., 2000: Geodynamika plaży w rejonie Orłowa, Praca magisterska – maszynopis, Zakład

Geologii Morza, Instytut Oceanografii UG

Wasilewska E., 1983: Zmiany strefy brzegowej morza w Trójmieście w okresie 1962-1982, Praca

magisterska – maszynopis, Zakład Geologii Morza, Instytut Oceanografii UG

Zimnicka M., 2005: Zmiany zbocza klifowego Kępy Redłowskiej w rejonie Gdyni Orłowa, Praca

magisterska – maszynopis, Zakład Geologii Morza, Instytut Oceanografii UG


___________________________________________________________________________________________________

69

Leszek Łęczyński




Rola ekstremalnych wezbrań sztormowych w abrazji brzegu klifowego

na przykładzie Gdyni Orłowa

Ekstremalne wezbrania sztormowe są zjawiskami występującymi z określonym

prawdopodobieństwem w danym wieloleciu. O charakterze procesu świadczy zakres

transformacji brzegu morskiego, który zwykle w przypadku brzegów klifowych ma charakter

ilościowy. Oznaczany jest jako objętość osadów budujących brzeg przemieszczonych w głąb

morza lub jako odległość przemieszczenia się korony klifu w kierunku lądu.

Do przeprowadzenia badań oddziaływania wezbrań sztormowych na brzeg morski został

wybrany odcinek Kępy Redłowskiej, którego najaktywniejszą strefą jest klif w Gdyni

Orłowie (ryc. 1).

Ryc.1. Lokalizacja rejonu badań

Kępa Redłowska obejmuje najbardziej na wschód wysuniętą część wysoczyzny

morenowej Pobrzeża Kaszubskiego. Charakterystyczną cechą ukształtowania powierzchni

Pobrzeża Kaszubskiego są rozcięcia wysoczyzny plejstoceńskiej siecią pradolin i rynien,

czego efektem są dwa zespoły form kontrastowo różniących się między sobą – kępy


___________________________________________________________________________________________________

70

i pradoliny. Nadają one całemu regionowi cechę, która wyróżnia go od otaczających

obszarów i stwarza jego charakterystyczne i niepowtarzalny kształt.

Ze względu na walory krajoznawcze od 1938 roku w południowo-wschodniej części

kępy istnieje rezerwat „Kępa Redłowska”. Rezerwat formalnie powstał 29 lipca 1938 roku na

podstawie Zarządzenia Wojewody Pomorskiego „o ochronie tworów przyrody na obszarze

Kępy Redłowskiej w Gdyni” i jest zarazem najstarszym rezerwatem w województwie

pomorskim. Usytuowanie geograficzne klifu Orłowskiego sprzyja wyładowaniu na nim

niszczącej energii morza. Jest to odcinek brzegu zlokalizowany poza zasięgiem

oddziaływania Półwyspu Helskiego (półwysep ten osłania częściowo wybrzeża Zatoki

Gdańskiej). W porównaniu z klifami zlokalizowanymi bardziej na północ (Kępa Oksywska,

Kępa Pucka, Kępa Swarzewska) aktywność Klifu Orłowskiego jest znacznie większa.

Omawiany obszar stanowi rejon trwających już kilkadziesiąt lat szczegółowych badań

geologów, geomorfologów i geotechników. Zlokalizowany został również na brzegu

klifowym w Gdyni Orłowie poligon dydaktyczno – badawczy Zakładu Geologii Morza

Instytutu Oceanografii UG do prowadzenia badań monitoringowych. W 1997 roku wykonano

po raz pierwszy na tym terenie pomiary geodezyjne z dowiązaniem do repera krajowej

osnowy geodezyjnej I klasy POLREF.

Rezultatem badań monitoringowych realizowanych przez doktorantów i magistrantów

było określenie morfologii ściany Klifu Orłowskiego i jej zmian w wyniku rozwoju stoku

w okresie dziesięciolecia 1997 - 2007. Zakres badań obejmował również oznaczenie zmian

położenia korony klifu na rozpatrywanym odcinku oraz procesów zachodzących

na wybranych fragmentach stoku. Podjęto także próbę oszacowania ilości wyniesionego z

klifu przez morze materiału osadowego.

Badania monitoringowe uzyskały w latach 2008 – 2009 wsparcie Inspektoratu Ochrony

Wybrzeża Urzędu Morskiego w Gdyni, który był zainteresowany ich kontynuacją. W ramach

współpracy wykonano trzy serie pomiarowe w miesiącach listopad 2008, maj 2009 oraz

październik 2009. Pomiary objęły koronę klifu oraz jego podstawę w rejonie plaży. Odcinek

brzegu objęty badaniami wynosi ok. 900 m od km 81,1 (na końcu drogi asfaltowej w rejonie

mola) do km 82,0.

W badaniach terenowych została wykorzystana w ramach współpracy z Zakładem

Oceanografii Operacyjnej Instytutu Morskiego w Gdańsku ruchoma stacja pomiarowa RTK

SPS 851 określająca współrzędne x,y,z punktów pomiarowych z dokładnością 1 cm (fot.1.) .

Pomiar RTK (Real Time Kinematic) to aktualnie jedna z nowocześniejszych technologii

uzyskiwania pomiarów w czasie rzeczywistym (bez wykonywania obliczeń po pomiarze

w tzw. post - processingu).


___________________________________________________________________________________________________

71

Fot.1. Pomiar (RTK SPS 851) położenia krawędzi w południowej części klifu (Łęczyński, 14.11.2008)

Szczególnie interesujące okazały się wyniki pomiarów wykonanych 22 października

2009 roku. Objęły swoim zakresem zmiany spowodowane przez ekstremalny sztorm, który

wystąpił kilka dni wcześniej od 13 do 15 października 2009. Procesy abrazji badanego

odcinka brzegu morskiego zestawione zostały dla wytypowanych 10 profili pomiarowych, dla

których wybrane zostały dwie skale czasowe pierwsza obejmująca okres 12 lat i druga roczna.

Na tej podstawie określono strefę najintensywniejszych transformacji klifu.

Zestawienie uzyskanych danych z rezultatami dostępnymi z wcześniejszych opracowań

pozwoliły na dokonanie oceny i prognozę dalszego rozwoju tego fragmentu polskiej strefy

brzegowej.

Bibliografia:

Bogacka A., Rudowski S., 2001: Budowa geologiczna Cypla Redłowskiego W. Florek, Geologia i

geomorfologia pobrzeża i południowego Bałtyku, Wyd. Uczelniane PAP Słupsk, 111-117;

Kaulbarsz D. 2005: Budowa geologiczna i glacitektonika klifu orłowskiego w Gdyni, Przegląd

Geologiczny, vol. 53, nr 7, s. 572-581.

Kubowicz-Grajewska A., 2012: Wpływ progów podwodnych w rejonie klifu Orłowskiego na

morfolitodynamikę strefy brzegowej. Rozprawa doktorska. Archiwum Zakładu Geologii Morza

Instytutu Oceanografii UG.

Kwoczek P., 2007: Stan zmian brzegu klifowego Kępy Redłowskiej w rejonie Gdyni Orłowa w latach

1997 – 2007. Praca magisterska. Archiwum Zakład Geologii Morza Instytutu Oceanografii UG

Mojski J.E., 1979a: Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50000, Arkusz

Gdańsk, Wyd. Geologiczne, 12-14;

Mojski J.E., Subotowicz W., 1995: Cliff at Orłowo – geology, geodynamics. W. Schimer (red.),

Quaternary field trips in Central Europe,vol.1 Regional field trips, INQUA XIV International

Congress, Berlin, Germany, Munchen, 134–135;

Rudowski S., Łęczyński L., 2009: Surveys of the shore and seafloor of the Kępa Redłowska area

conducted by the Division of Marine Geology between 1997 and 2007. Oceanological and

hydrobiological studies, s. 135-146.

http://www.oandhs.org/articles/article/293

http://www.oandhs.org/articles/article/293


___________________________________________________________________________________________________

72

Mirosława Malinowska


Instytut Geografii

Zmienność opadów atmosferycznych na polskim wybrzeżu Bałtyku

w latach 1981-2010

Celem pracy jest przedstawienie charakterystyk opadu atmosferycznego jako istotnego

czynnika umożliwiającego funkcjonowanie geoekosystemów wybrzeży morskich. Zakres

przestrzenny pracy obejmuje Pobrzeża Południowobałtyckie od Dziwnowa na Wybrzeżu

Trzebiatowskim po Krynicę Morską na Mierzei Wiślanej. Analizę charakterystyk opadów

przeprowadzono dla wielolecia 1981-2010. Wyjątkiem jest stacja w Rozewiu, dla której

dysponowano danymi za lata 1981-2009.

Średnie roczne sumy opadu atmosferycznego na południowym wybrzeżu Bałtyku wahają

się od 537 mm w Gdyni do około 670 mm w Darłowie (tab.1). Sumy półrocza ciepłego

stanowią od 56 do 64% sum opadu rocznego. W przebiegu rocznym maksimum opadów

przypada na sezon letni, opady sezonu wiosennego są niższe niż w sezonie jesiennym, co jest

cechą obszarów położonych w klimacie o cechach morskich.

Tab. 1. Sumy roczne, półroczne i sezonowe opadu atmosferycznego na południowym wybrzeżu Bałtyku

w latach 1981-2010

okres Dziwnów Darłowo Rozewie Gdynia Stegna Krynica

rok 611,9 669,7 561,6 537,0 660,0 620,9

V-X 351,3 402,7 345,3 343,5 405,3 386,0

XI - IV 260,7 267,1 216,3 193,6 254,6 234,8

wiosna 126,1 119,1 99,2 112,4 125,0 118,7

lato 197,3 213,7 185,4 181,2 221,6 208,5

jesień 157,7 202,0 167,5 152,8 186,6 181,4

zima 130,8 134,9 109,5 90,6 126,7 112,3

Roczne sumy opadu na wszystkich analizowanych stacjach charakteryzują dodatnie

tendencje zmian (tab. 2).

Tab. 2. Współczynniki kierunkowe równań linii trendu sum rocznych opadu na południowym wybrzeżu

Bałtyku w latach 1981-2010

stacja Dziwnów Darłowo Rozewie Gdynia Stegna Krynica

współczynnik

kierunkowy

równania

linii trendu

1,90 2,45 1,79 4,17 7,36 3,17

Średnia roczna liczba dni z opadem 0,1 mm jest najwyższa na wybrzeżu zachodnim,

w Dziwnowie wynosi ponad 174 dni. Podobna liczba dni z opadem charakteryzują się stacje

w Rozewiu i Gdyni (tab. 3). Najniższa liczbą dni z opadem charakteryzuje się stacja


___________________________________________________________________________________________________

73

w Krynicy Morskiej, gdzie wynosi zaledwie. Liczba dni z opadem na stacjach w Darłowie

i Rozewiu wzrasta, podczas gdy na pozostałych stacjach zmniejsza się (tab. 3).

Dni z opadem w postaci stałej stanowią na południowym wybrzeżu Bałtyku od 17

do 27% wszystkich dni z opadem, najniższa liczbę dni z opadem śnieżnym obserwuje się

w Darłowie (tab. 4). Na wszystkich stacjach poza Darłowem tendencje zmian rocznej liczby

dni z opadem śnieżnym charakteryzują się ujemnym znakiem.

rok Dziwnów Darłowo Rozewie Gdynia Stegna Krynica

1981

1982

rok

1983

ekstremalnie suchy

1984

suchy

1985

normalny

1986

wilgotny

1987

ekstremalnie wilgotny

1988

1989

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

2004

2005

2006

2007

2008

2009

2010

Ryc. 1. Kalendarz charakterystyk wilgotnościowych lat 1981-2010 na wybranych stacjach południowego

wybrzeża Bałtyku, opracowany na podstawie klasyfikacji norm i anomalii opadowych (Miętus i in. 2005)


___________________________________________________________________________________________________

74

Tab. 3. Średnia roczna liczba dni z opadem oraz współczynniki kierunkowe równań linii trendu dla liczby

dni z opadem na południowym wybrzeżu Bałtyku w latach 1981-2010


średnia roczna

liczba dni z

opadem

174,3 165,9 173,4 173,9 162,0 140,2

współczynniki

kierunkowe

równań linii

trendu

-0,07 0,80 0,11 -0,13 -0,57 -0,34

Tab. 4. Średnia roczna liczba dni z opadem śnieżnym oraz współczynniki kierunkowe równań linii trendu

dla liczby dni z opadem śnieżnym na południowym wybrzeżu Bałtyku w latach 1981-2010


średnia roczna

liczba dni z

opadem

śnieżnym

35,9 29,4 48,3 46,8 44,5 35,3

współczynniki

kierunkowe

równań linii

trendu

-0,26 0,05 -0,82 -0,46 -0,29 -0,24

Analiza zmienności sum rocznych opadów w okresie 1081-2010 (ryc. 1),

przeprowadzona w oparciu o klasyfikację wilgotnościową lat Miętusa i in. (2005) wykazała,

że lata 1981,1998, 1999, 2001, 2004, 2007 i 2010 należy zaliczyć do lat wilgotnych, podczas

gdy lata 1982, 1989, 1991, 1992 i 2006 były latami suchymi.

Bibliografia:

Miętus M., Filipiak J., Owczarek M., Jakusik E., 2005, Zmienność warunków opadowych polskiego

wybrzeża Morza Bałtyckiego i jej spodziewany przebieg do roku 2030, Mat. Badawcze IMGW, s.

Meteorologia, 26, IMGW, Warszawa.


___________________________________________________________________________________________________

75

Mirosława Malinowska1

Janusz Filipiak1,2

1Uniwersytet Gdański

Instytut Geografii 2IMGW-PIB Warszawa

Wybrane ekstremalne zjawiska meteorologiczne w strefie brzegowej

Południowego Bałtyku w latach 2001-2011

Warunki meteorologiczne mogą przyspieszać rozwój procesów geomorfologicznych

zachodzących w strefie brzegowej morza. Do elementów meteorologicznych wpływających

na rozwój procesów masowych zaliczono ekstremalnie wysokie opady atmosferyczne oraz

przechodzenie temperatury powietrza przez 0C. Procesy niszczenia brzegu morskiego

związane są z występowaniem warunków sztormowych, których pojawienie się związane jest

z przechodzeniem głębokich niżów barycznych. Wyznacznikiem takich niżów jest znaczny

spadek wartości ciśnienia atmosferycznego w krótkim czasie oraz wiatry o dużej prędkości.

W chłodnej porze roku niszczenie brzegu morskiego zachodzi w warunkach przemieszczania

się kry lodowej. Celem pracy jest przedstawienie ekstremalnych charakterystyk wybranych

elementów meteorologicznych, które mogą mieć wpływ na rozwój procesów

geomorfologicznych na wybrzeżu morskim. W oparciu o dane za lata 2001-2011 ze stacji

meteorologicznych położonych w pasie nadmorskim Południowego Bałtyku

przeanalizowano:

liczbę i przebieg roczny dni z dobową sumą opadu przekraczającą 20mm,

liczbę dni i okres występowania przymrozków,

liczbę dni z prędkościami wiatr u powyżej 6 i 8 stopni w skali Beauforta oraz kierunki

towarzyszące tym prędkościom wiatru;

liczbę i przebieg roczny dni ze zmianą ciśnienia przekraczającą 6 hPa w ciągu 3 godzin;

okresy występowania i zaniku zjawisk lodowych.

Ekstremalne sumy dobowe opadu

Średnia roczna liczba dni z opadem 20,0 mm w latach 2001-2011 wahała się

na polskim wybrzeżu Bałtyku od 2,9 dnia w Elblągu do 4,5 dnia w Kołobrzegu.

Liczba dni z opadem ekstremalnym wykazuje dużą zmienność z roku na rok (ryc.1).

Najmniej takich dni w trzech analizowanych stacjach wystąpiło w latach 2004 i 2005

(1-3 dni), w roku 2006 w Świnoujściu nie zanotowano sum dobowych opadu o takiej

wysokości, podczas gdy w Kołobrzegu zanotowano 6 takich dni. Najwięcej dni z opadem

20,0 mm zanotowano w Kołobrzegu w roku 2002 oraz w Świnoujściu w roku 2007.

Dni z opadem 20,0 mm występują głównie w ciepłej porze roku. Najwięcej notuje się ich

w miesiącach od czerwca do września, kiedy to opady takie występują przynajmniej


___________________________________________________________________________________________________

76

raz na dwa lata (ryc. 2.). Natomiast w analizowanym okresie opady takie nie wystąpiły

w miesiącach lutym i grudniu.

Ryc. 1. Liczba dni z opadem 20,0mm na

południowym wybrzeżu Bałtyku w latach 2001-

2011

Ryc. 2. Przebieg roczny liczby dni z opadem

20,0 mm na południowym wybrzeżu Bałtyku

w latach 2001-2011

Dni przymrozkowe

Średnia roczna liczba dni z przymrozkami przygruntowymi w latach 2001-2011 wyniosła

od około 81 w Świnoujściu do 95 w Kołobrzegu.

Ryc. 3. Liczba dni z przygruntowymi

przymrozkami na południowym wybrzeżu


Ryc. 4. Przebieg roczny średniej liczby dni z

przymrozkami na południowym wybrzeżu


Najwięcej dni przymrozkowych, od około 100 do około 130, wystąpiło w 2001 i 2003

roku, najmniej w latach 2006-2008 – około 70 (ryc. 3). Stacją z najmniejszą liczbą dni

przymrozkowych jest stacja w Świnoujściu. Najwięcej dni z przygruntowymi przymrozkami

obserwuje się nad Południowym Bałtykiem w miesiącach luty i marzec (ryc. 4), ale sezon

przymrozkowy zaczyna się już we wrześniu a w Kołobrzegu dni przymrozkowe mogą

wystąpić nawet w czerwcu.

Ekstremalne prędkości wiatru, wezbrania sztormowe i podpiętrzenia wód

Przechodzenie głębokiego cyklonu nad Bałtykiem, o wartościach ciśnienia w ośrodku nie

przekraczających 990 hPa, niesie ze sobą zagrożenie nie tylko dla strefy brzegowej, a nawet

obiektów położonych w głębi lądu ze względu na duże prędkości wiatru towarzyszącego

takiej depresji barycznej. Dodatkowym zagrożeniem są również wezbrania sztormowe

wywołane silnymi wiatrami dolądowymi, powstałymi wskutek dużego gradientu ciśnienia.

Według definicji WMO (WMO 1988) wezbraniem sztormowym nazywamy wzrost poziomu


___________________________________________________________________________________________________

77

morza powyżej takiego poziomu, który nie wystąpiłby gdyby nie miały miejsca wiatry

dolądowe. W przypadku wybrzeża Polskiego musiałyby to być głównie wiatry z sektora

północno – zachodniego, północnego oraz północno – wschodniego (Sztobryn, Stigge 2005).

Sztormy cechują głównie chłodną porę roku. Sztorm przede wszystkim cechuje się dużą

prędkością wiatru, która w rejonie południowego Bałtyku najprawdopodobniej dochodzi

do 25 ms-1

(wartość średnia), a w porywach przekracza niejednokrotnie 35-40 ms-1

.

Niepewność związana jest z brakiem obserwacji i pomiarów meteorologicznych na morzu

wynikającym z utrudnień żeglugowych występujących w takich sytuacjach. Analiza

różnorodnych danych meteorologicznych upoważnia do stwierdzenia, iż w rejonie

południowego Bałtyku występowały sztormy o sile 10 w skali Beauforta.

Liczba dni z wiatrem o sile nie mniejszej niż 6 Bft (> 10m/s) na wybrzeżu Południowego

Bałtyku charakteryzuje się bardzo dużym zróżnicowaniem. W Kołobrzegu w analizowanym

okresie zanotowano łącznie zaledwie 5 przypadków wystąpienia wiatru o takiej sile,

wystąpiły w miesiącach styczeń, kwiecień, październik i listopad. W Elblągu w latach

2001-2011 wystąpiło 28 dni z wiatrem o sile 6 Bft, zanotowano je w miesiącach luty,

kwiecień i listopad. Na tle obu tych stacji wyraźnie wyróżnia się stacja w Świnoujściu,

na której w latach 2001-2011 zanotowano łącznie 510 dni, czyli średnio 46 dni na rok.

Najwięcej przypadków wiatrów o sile ponad 6 Bft, średnio ponad 5 miesięcznie, zanotowano

w miesiącach marcu, kwietniu i listopadzie. Wiatry o sile co najmniej 8 Bft (około 17m/s)

zanotowano w analizowanym okresie tylko w Świnoujściu, łącznie 7 przypadków, które

wystąpiły w okresie od listopada do marca włącznie.

a

b

c

Ryc. 5. Liczba i kierunek wiatru o prędkości 6 Bft na wybrzeżu Południowego Bałtyku w latach

2001-2011 w a) Świnoujściu, b) Kołobrzegu i c) Elblągu

Dominujący kierunek wiatrów o sile 6 Bft również wykazuje duże zróżnicowanie

przestrzenne (ryc. 5). W Świnoujściu wiatry o takiej sile wieją głownie z sektora północnego,

w Kołobrzegu z zachodu a w Elblągu z północy.

Efektem przejścia głębokiego niżu wraz z frontami jest wezbranie sztormowe. Sztorm

powodujący wezbranie nie musi występować na całym wybrzeżu. Nieraz stany ostrzegawcze

odnotowywane są na zachodnim wybrzeżu, a na wschodnim występują normalne stany

poziomu morza (Sztobryn, Stigge 2005). Największe wezbrania sztormowe w rejonie


___________________________________________________________________________________________________

78

zachodniego wybrzeża mają miejsce, gdy przemieszcza się niż z Morza Norweskiego

w kierunku południowym, natomiast na wybrzeżu wschodnim, kiedy niż wędruje z kierunku

północno-zachodniego na południowy wschód (Majewski 1983). Wezbrane wody niszczą

plaże, wydmy i infrastrukturę brzegową, zalewane są niżej położone rejony portów. Ważnym

elementem jest nałożenie się wysokiego stanu morza przez dopływ wód z Morza Północnego

z wiatrami dolądowymi. W takim przypadku poziom morza osiąga wysokie poziomy.

Niekoniecznie przekroczenie stanów ostrzegawczych i alarmowych na polskim wybrzeżu

musi być konsekwencją występowania sztormu. Wysokie poziomy morza mogą wynikać

z długotrwałego utrzymywania się wiatrów z kierunków dolądowych, w przypadku polskiego

wybrzeża z sektorów północnego i północno-wschodniego.

Ryc. 6. Liczba przypadków okresów przekraczania stanów ostrzegawczych związanych z wezbraniami

sztormowymi i podpiętrzeniami wiatrowymi na południowym wybrzeżu Bałtyku w trakcie sezonów

sztormowych (wrzesień-marzec) w okresie 2000/2001-2011/2012

Wpływ wezbrań i podpiętrzeń na rejon wybrzeża jest z zasady podobny co do kolejności

zachodzących procesów, ich skutków oraz miejsc, w których występują największe straty

(środkowe wybrzeże, Półwysep Helski). Przy pewnych specyficznych sytuacjach

synoptycznych zagrożone są jednak rejony szczególnie czułe w stosunku do których

wystąpienie tego typu niebezpieczeństwa nie jest regułą, jak brzegi Zalewu Wiślanego,

Żuławy i Jezioro Druzno.

Poza wzrostem średniego poziomu morza w czasie sztormu, w sposób znaczący wzrasta

wysokość falowania, która jest pochodną prędkości wiatru. W przypadku sztormów

zachodnich i północno-zachodnich, gdy droga wiatru nad swobodną tonią wodną

w przypadku południowego Bałtyku jest stosunkowo długa, wartość 1% wysokości fali

dochodzi do 4,6 m w rejonie Ustki i Łeby, 4,5m w rejonie Helu (od strony otwartego morza)

i 3,6m u wejścia do portu (Miętus red. 2002, 2003, 2004).


___________________________________________________________________________________________________

79

Zjawiska lodowe

Naturalną zaporę dla nacierających fal stanowi warstwa lodu tworząca się w przypadku

surowej zimy przy brzegach morskich.

Tab. 1. Liczba dni z lodem oraz lodem dryfującym na południowym wybrzeżu Bałtyku w trakcie sezonów

zimowych w okresie 2000/2001-2011/2012

Sezon

zimowy

Świnoujście

(Świna)

Świnoujście

(morze)

Ustka

(Słupia)

Ustka

(morze)

Hel (morze

kierunek E)

Hel (morze

kierunek W)

lód dryfujący

lód lód

dryfujący

lód lód

dryfujący

lód lód

dryfujący

lód lód

dryfujący

lód lód

dryfujący

lód

2001/2002 16 0 0 0 5 0 0 0 0 0 0 0

2002/2003 59 0 0 0 35 32 0 0 0 0 0 0

2003/2004 18 15 0 0 18 16 0 0 0 0 0 0

2004/2005 7 5 0 0 7 2 0 0 0 0 0 0

2005/2006 51 45 8 7 29 25 9 9 0 0 8 6

2006/2007 0 0 0 0 2 0 0 0 0 0 0 0

2007/2008 12 11 0 0 3 3 0 0 0 0 0 0

2008/2009 30 29 0 0 6 6 0 0 0 0 0 0

2009/2010 67 55 40 31 48 41 8 0 0 0 0 0

2010/2011 62 37 15 13 46 39 15 15 0 0 25 14

2011/2012 20 13 12 10 24 22 1 1 0 0 1 1

Liczba dni z rozwijającymi się zjawiskami lodowymi na polskim wybrzeżu istotnie

zależy od lokalizacji miejsca obserwacji (tab.1). Lód intensywnie tworzy się w ujściowych

odcinkach rzek, w rejonie otwartego morza liczba dni ze zjawiskami lodowymi jest znacznie

mniejsza, często obszary te są wolne od lodu. W trakcie trzech ostatnich mroźnych zim

w analizowanym okresie 2001-2011 dochodziło jednak do rozwoju zjawisk lodowych

również w tych rejonach, przy czym dużą rolę odgrywają w tym wypadku warunki

batymetryczne. Liczba dni z lodem w sąsiedztwie głębokich akwenów jest znikoma, czego

przykładem jest Hel. Udział dni z lodem dryfującym w ogólnej liczbie dni z lodem jest

zazwyczaj znaczny, co może mieć niekorzystny wpływ na stabilność brzegów morskich,

a zwłaszcza ujściowych odcinków rzek.

Bibliografia:

Majewski, 1983: Monografia powodzi sztormowych 1951- 1975. IMGW

Miętus M., Filipiak J., Owczarek M., Sztobryn M., Krzymiński W., 2002: Charakterystyka

statystyczna warunków hydrologiczno- meteorologicznych rejonu polskich portów morskich,

Gdynia, Gdańsk i Świnoujście, 1971-2000. CD-Rom.

Miętus M., Filipiak J., Owczarek M., Sztobryn M., Krzymiński W., 2003: Charakterystyka

statystyczna warunków hydrologiczno- meteorologicznych rejonu polskich portów morskich,

Ustka i Łeba, 1971-2000. CD-Rom.

Miętus M., Filipiak J., Owczarek M., Jakusik E., Sztobryn M., 2004: Charakterystyka statystyczna

warunków hydrologiczno- meteorologicznych rejonu polskich portów morskich, Hel, 1971-2000.

CD-Rom.

Sztobryn M., Stigge H., 2005: Wezbrania sztormowe wzdłuż południowego Bałtyku (zachodnia

i środkowa część). IMGW

WMO, 1988: Hydrological Aspects of Combined Effects of Storm Surges and Heavy Rainfall

on River Flow. WMO-TD No. 704, 72pp.


___________________________________________________________________________________________________

80

Marta Mitręga1

Witold Szczuciński1

Robert Jagodziński1

Marek Zajączkowski2

Stanisław Lorenc1

1Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu

Instytut Geologii 2Polska Akademia Nauk


Zapis zdarzeń powodziowych w osadach południowej Zatoki Gdańskiej,

Morze Bałtyckie

Wstęp

Klimat środkowej Europy związany jest z sezonowo występującymi powodziami. Osady

powodziowe badane są głównie w dolinach rzek, jednak mogą zostać zachowane również

na szelfach kontynentalnych i są cennym wskaźnikiem zmian częstotliwości i wielkości

powodzi. Zatoka Gdańska w południowej części Morza Bałtyckiego jest środowiskiem morza

brakicznego, które będąc pod silnym wpływem dostawy osadów przez Wisłę - największej

rzeki w regionie, potencjalnie może mieć zachowany zapis sedymentacyjny dawnych zdarzeń

powodziowych.

W 2010 roku miała miejsce największa w ciągu ostatnich 160 lat powódź na Wiśle.

Bezpośrednia obserwacja fali powodziowej wykazała, że przepływ wody był kilkukrotnie

wyższy niż wartości średnie, a w dniu 25 maja 2010 roku wyniósł około 6838 m3/s.

W kolejnych dniach zasięg powierzchniowej warstwy słodkich wód bogatych w zawiesinę

sięgał nawet do 70 km od ujścia Wisły a na dnie widoczna była świeża warstwa osadów

powodziowych (Zajączkowski i in. 2010) (ryc. 1). Te obserwacje zasugerowały

prawdopodobieństwo zachowania podobnych osadów wcześniejszych powodzi.

Celem prowadzonych badań była rekonstrukcja częstotliwości zdarzeń powodziowych

w późnym holocenie. Na ten cel składa się określenie cech diagnostycznych współczesnych

(z 2010 roku), identyfikacja warstw powodziowych w rdzeniach osadów z południowej

Zatoki Gdańskiej, a także powiązanie uzyskanych wyników z historią zmian klimatu

w centralnej Europie w późnym holocenie.

Materiał i metodyka badań

Badania oparto na rdzeniach osadów morskich pobranych przy pomocy sondy

grawitacyjnej oraz próbnika skrzyniowego w trakcie powodzi w 2010 roku (Zajączkowski

i in. 2010) oraz w 2011 roku z pokładu R/V Oceania (ryc. 1). Podczas pierwszego rejsu

pobrano świeże osady powodziowe. Rok później, powtórzono opróbowanie z 2010 roku oraz

pobrano sondą grawitacyjną 2 rdzenie o długości ok. 2 m każdy. Lokalizację poboru


___________________________________________________________________________________________________

81

wytypowano w obrębie udokumentowanego zasięgu powierzchniowej warstwy wód

powodziowych wzbogaconych w zawiesinę z 2010 roku (Zajączkowski i in. 2010; ryc. 1).

Do wykonania skali czasu oraz oceny tempa akumulacji osadów wykorzystano

datowania izotopowe metodą 210

Pb i 137

Cs dla przypowierzchniowych osadów oraz AMS 14

C

dla starszych. Badania sedymentologiczne obejmowały opis makroskopowy osadów,

widocznych struktur i stopnia bioturbacji (w oparciu o interpretację zdjęć rentgenowskich).

Następnie długie rdzenie osadów zostały pocięte na plastry o grubości 1 cm. Z nich z kolei

pobrano podpróby dla których wykonano analizę uziarnienia metodą dyfrakcji promienia

lasera przy użyciu analizatora Mastersizer 2000 Particle Analyser. Ponadto dla wybranych

próbek wykonano analizę całkowitych zawartości węgla, siarki i azotu (TC) oraz zawartości

węgla organicznego (TOC). Dla ośmiu próbek pilotażowo wykonano także analizę stosunku

izotopów stabilnych węgla i azotu w materii organicznej.

Ryc. 1. Obszar badań z zaznaczonymi miejscami opróbowania. "Wachlarz zawiesiny"

(zasięg powierzchniowych wód słodkich bogatych w zawiesinę) za Zajączkowski i in., 2010

Wyniki i dyskusja

Badane osady to głównie zbioturbowane jednomodalne muły piaszczyste.

Przeprowadzone datowania 210

Pb, 137

Cs i AMS 14

C wykazały że zapis osadowy obejmuje

okres ostatnich okres od 4035±35 lat BP, a tempo akumulacji osadów było zmienne. Średnia

średnica ziaren waha się od 4,3 do 6,8 phi, wysortowanie od 1,6 do 2,4, a współczynnik

skośności od -0,5 do 1,5. Zmiany w typie osadu są stopniowe i wykazują wyraźne trendy.

Ponadto zidentyfikowano szereg prób charakteryzujących się bimodalnym rozkładem

uziarnienia, gorszym wysortowaniem i niższym współczynnikiem skośności. Osady te zostały

zinterpretowane wstępnie jako osady powodziowe Druga moda w rozkładzie uziarnienia


___________________________________________________________________________________________________

82

wynika ze wzbogacenia osadu we frakcję pyłową, co interpretuje się jako efekt depozycji

z wód powodziowych (warunki hypopyknalne). Stosunek izotopów węgla i azotu w osadach

powodziowych sugeruje wyższy udział materii organicznej pochodzenia lądowego. Również

zawartość węgla organicznego w warstwach powodziowych jest podwyższona. Podobne

cechy osadów stwierdzono w świeżych osadach powodziowych pobranych w trakcie powodzi

w 2010 roku.

Prezentowane wyniki badań wskazują że na podstawie detalicznej analizy

sedymentologicznej (wielkość i rozkład parametrów uziarnienia) oraz analiz geochemicznych

(TC, TOC oraz δ13

C) można interpretować osady powodziowe w obszarach przybrzeżnych

(na głębokości od 15 do 75 metrów). Osady powodziowe charakteryzują się bimodalnym

rozkładem uziarnienia oraz gorszym wysortowaniem, a zawartość węgla organicznego

i izotopów stabilnych wskazuje na dominujące terygeniczne źródło pochodzenia materii

organicznej. Ponadto, uzyskane wyniki sugerują, że w okresach od 1200 do 1900 AD i 3000

do 1500 BC częstotliwość powodzi była relatywnie wysoka, należy jednak brać pod uwagę

zmiany lokalizacji ujścia Wisły do Morza Bałtyckiego.

Bibliografia:

Zajączkowki M., Darecki M., Szczuciński W., 2010: Report on the development of the Vistula river

plume in the coastal waters of the Gulf of Gdańsk during the May 2010 flood. Oceanologia, 52:

311-317


___________________________________________________________________________________________________

83

Stanisław Musielak

Uniwersytet Szczeciński

Instytut Nauk o Morzu

Procesy brzegowe na polskim wybrzeżu Bałtyku w świetle badań

geologiczno-geomorfologicznych

Zróżnicowane i skomplikowane procesy rzeźbotwórcze zachodzące w polskiej strefie

brzegowej Morza Bałtyckiego, są systematycznie badane i szczegółowo opisywane przez

geografów, geologów, geomorfologów i inżynierów hydrotechników. Od kilkudziesięciu lat

podejmowane są próby określenia zależności między poszczególnymi składnikami brzegu

morskiego, jednakże jak do tej pory nie udało się stworzyć jednolitego i pełnego modelu

systemu strefy brzegowej, który uwzględniałby jego złożoność oraz zmienność w czasie

i przestrzeni. Intencją autora jest przedstawienie informacji o historii badań geologiczno-

geomorfologicznych południowego wybrzeża Bałtyku oraz zasygnalizowanie

najistotniejszych problemów występujących w polskiej strefie brzegowej.

Pod koniec XIX wieku uczeni niemieccy z uniwersytetu w Greifswaldzie rozpoczęli

systematyczne badania geologiczne wybrzeży południowego Bałtyku. Na początku XX wieku

powstały prace syntetyzujące ich dorobek naukowy (Keilhack 1912; Hartnack 1926). Chociaż

mają one już tylko znaczenie historyczne, stanowią znaczący wkład w rozwój wiedzy

o budowie geologicznej i geomorfologii obszaru południowobałtyckiego.

W okresie międzywojennym wybrzeże Polski było badane zarówno przez uczonych

polskich, jak i niemieckich. Najpełniejszą analizę brzegów Półwyspu Helskiego i zachodniej

części Zatoki Gdańskiej zawarł w swoich artykułach S. Pawłowski (1922, 1923).

Zaproponowany przez niego podział wybrzeża polskiego na klifowe, wydmowe i płaskie

(aluwialne), nadal nie stracił na aktualności. Liczba opublikowanych przed 1939 rokiem prac

naukowych, dotyczących wybrzeża i morskiej strefy brzegowej południowego Bałtyku,

przekroczyła 700. Były to publikacje głównie badaczy niemieckich.

Po zakończeniu drugiej wojny światowej, badania polskiej strefy brzegowej Bałtyku

wznowiono w ośrodku poznańskim (UAM). Prace badawcze prowadzono także w nowo

powstałych instytutach naukowych (Instytut Morski, IBW PAN), oraz na uczelniach

wyższych w Gdańsku, Gdyni i w Toruniu, a nieco później we Wrocławiu, Szczecinie,

Koszalinie i Słupsku. Szybko zwiększało się grono naukowców zajmujących

się problematyką związaną z brzegiem morskim, a także rosła liczba publikacji, których ilość

jest obecnie trudna do policzenia i można ją szacować nawet na kilkadziesiąt tysięcy.

Istotny wpływ na rozwój wiedzy o morskiej strefie brzegowej w Polsce, miały polsko-

rosyjskie badania rozpoczęte w 1954. Podczas tych badań zastosowano najnowsze w owym

czasie metody i narzędzia pomiarowe. Wykorzystano m.in. trasery (luminofory) i zdjęcia

lotnicze oraz przeprowadzono bezpośredni pomiar potoku rumowiska wzdłużbrzegowego.


___________________________________________________________________________________________________

84

Uzyskane wyniki opublikowano w Pracach Instytutu Morskiego (1959-1980) i w wydanych

w latach 1961-1966 przez IBW PAN w Gdańsku Materiałach do monografii polskiego brzegu

morskiego. Przedstawiono w nich wybrane zagadnienia dotyczące dynamiki polskich

brzegów, ich budowy geologicznej, geomorfologii, hydrodynamiki, a także opisano wpływ

budowli ochronnych na rozwój brzegu. Efektem tej międzynarodowej współpracy był projekt

katastru polskich brzegów morskich, w którym zawarto program kompleksowych badań

dynamiki strefy brzegowej, jednak rozpoczęte w końcu lat 50. XX w. prace nad jego

realizacją, nie zostały zakończone. W latach 60. pojawiły się opracowania, będące

podsumowaniem badań prowadzonych w uczelniach wyższych. Wśród nich na uwagę

zasługuje monografia B. Rosy (1963) o dawnych liniach brzegowych wybrzeża polskiego,

a także prace, w których analizowano genezę Półwyspu Helskiego (Bączyk 1963) i Mierzei

Łebskiej (Marsz 1966) oraz pierwsza polska praca o rzeźbie podwodnego stoku brzegowego,

oparta na interpretacji zdjęć lotniczych (Baraniecki 1967). Po otwarciu w latach 70.

morskiego laboratorium IBW PAN w Lubiatowie, zainicjowano stacjonarne badania

procesów brzegowych. W 1974 i 1976 roku przeprowadzono dwa wielkie międzynarodowe

eksperymenty badawcze. W tym czasie na wielu odcinkach polskiego wybrzeża rozpoczęto

intensywne analizy geodynamiki klifów (Subotowicz 1976, 1977, Kostrzewski 1984, 1986),

procesów eolicznych (Borówka M. 1979; Borówka R.K. 1980; Miszalski 1973), a także

morfodynamiki plaży (Furmańczyk, Musielak 1973; Musielak 1978). W latach 80. pojawiły

się nowe czasopisma naukowe: Inżynieria morska i geotechnika oraz Peribalticum, a liczba

publikacji poświęconych strefie brzegowej wzrosła o ponad sto w skali roku. Zawierały one

ogromną ilość materiałów faktograficznych z obszaru całego polskiego wybrzeża. W roku

1984 ukazała się wydana przez GTN monografia pt. Pobrzeże pomorskie. Większość prac,

które pojawiły się w tamtym okresie, dotyczyła problemów lokalnych, bądź też wybranych

elementów składowych strefy brzegowej Dopiero w ostatnim dwudziestoleciu zaczęły

ukazywać się opracowania monograficzne, podsumowujące stan wiedzy o strefie brzegowej

(Basiński i in. 1993; Furmańczyk 1994; Pruszak 1998; Zawadzka-Kahlau 1999; Uścinowicz

2003; Kostrzewski, Musielak 2008). Wykorzystanie technik teledetekcyjnych oraz

sejsmoakustycznej rejestracji rzeźby dna, umożliwiło inną niż dotychczas, nowoczesną

interpretację morfodynamicznego rozwoju polskich brzegów (Furmańczyk, Musielak 1999).

Pojawiły się nowe możliwości kartograficznego przedstawienia informacji geologicznych

i morfodynamicznych, zebranych dla polskiej strefy brzegowej. Urząd Morski w Szczecinie

w roku 1990 wydał Fotointerpretacyjny atlas dynamiki strefy brzegu morskiego, sporządzony

przez zespół pracowników Uniwersytetu Szczecińskiego i OPGK. W 1995 roku Państwowy

Instytut Geologiczny w Warszawie opublikował Atlas geologiczny południowego Bałtyku,

wykonany w Oddziale Geologii Morza PIG w Gdańsku. Zawarto w nim, m.in. przekrój

geologiczny całego polskiego wybrzeża. Kilka lat później w oddziałach PIG w Gdańsku

i Szczecinie opracowano unikalną w skali międzynarodowej, wieloarkuszową

Geodynamiczną mapę polskiej strefy brzegowej w skali 1: 10 000. Pomimo znacznego

postępu wiedzy o procesach zachodzących w strefie brzegowej południowego Bałtyku, ciągle


___________________________________________________________________________________________________

85

brakuje pełnej charakterystyki jej podwodnej części (podbrzeża), która przeważnie

analizowana jest w oderwaniu od lądu. Istniejące klasyfikacje brzegów Polski, bazują głównie

na topografii i budowie geologicznej nadbrzeża. W publikacjach omawiających procesy

litodynamiczne, do tej pory dominuje koncepcja W. P. Zenkowicza (1955) o występowaniu

ciągłego potoku rumowiska przemieszczającego osady wzdłuż całego polskiego wybrzeża,

chociaż zaprzeczają temu najnowsze wyniki badań związane z cyrkulacją wody i osadów.

Na polskim wybrzeżu, poza rejonami położonymi w przyujściowych obszarach Odry

i Wisły, odnotowywany jest deficyt materiału osadowego i przeważa erozja, której tempo

ciągle wzrasta. Rozwijają się liczne nisze abrazyjne, osuwają się korony klifów, następuje

stałe zabieranie materiału skalnego z ich podnóży, a także destrukcja wydm przednich.

W podbrzeżu, zjawiskom tym towarzyszy stopniowe zanikanie drugiej i trzeciej rewy oraz

tworzenie się stref intensywnej abrazji dna morskiego. Zachodnie wybrzeże Polski cofa się

z prędkością od 30-80 cm/rok, ze stałą tendencją wzrostową. Jak stwierdzono, zmiany

położenia linii brzegowej następują w kierunku do- i odlądowym, niezależnie od typu brzegu

(Furmańczyk 1994; Zawadzka-Kahlau 1999). Zaledwie w dwóch rejonach, tj. w środkowej

części Mierzei Bramy Świny i na obszarach przyujściowych Wisły w Zatoce Gdańskiej,

akumulacja przeważa nad rozmywaniem, zwiększa się powierzchnia plaż oraz następuje

rozbudowa wydm (Łabuz 2005).

Problem erozji zachodzącej w strefie brzegowej wymusza konieczność dokładnego

rozpoznania i rejestrowania zmian, w celu określenia optymalnych sposobów zabezpieczenia

brzegu w najbliższych dziesięcioleciach. W 2004 roku, w ramach realizacji ustawy „Program

ochrony brzegów”, zostały sformułowane założenia monitoringu polskiego wybrzeża.

Zebrane materiały są opracowywane w Banku Danych o Strefie Brzegowej BRZEG,

prowadzonym przez Instytut Morski. Chociaż stanowią one uporządkowany zbiór cennych

informacji, to i tak nie odzwierciedlają w pełni skomplikowanych zjawisk występujących

na styku lądu z morzem. Nowe możliwości pojawiły się w ostatnich latach, od czasu

skonstruowania zintegrowanych urządzeń skanowania laserowego LiDAR, dzięki którym

można w stosunkowo krótkim czasie na dużych obszarach przeprowadzać bardzo precyzyjne

pomiary rzeźby dna morskiego i przylegającego do niego lądu. Pozwala to na dokładniejsze

niż do tej pory określanie objętości przemieszczanego materiału oraz tworzenie

kartograficznego obrazu zmian przestrzennych, zachodzących zarówno w nadbrzeżu, jak

i podbrzeżu (Dudzińska-Nowak, Wężyk 2006). Pierwsze próby laserowego skaningu

lotniczego nadbrzeża Zatoki Pomorskiej i Zatoki Gdańskiej przeprowadzono w 2008 roku

na zlecenie Urzędu Morskiego w Szczecinie i Urzędu Morskiego w Gdyni, a w roku 2012

objęto nim całe polskie wybrzeże. Od dwóch lat metoda skaningu naziemnego jest wdrażana

w Państwowym Instytucie Geologicznym-Państwowym Instytucie Badawczym

do monitorowania procesów geodynamicznych, zachodzących na klifowym odcinku brzegu

w Jastrzębiej Górze (Kramarska i in. 2011). W przyszłości technologia skaningu laserowego

może w znaczący sposób przyczynić się do pełniejszego wyjaśnienia interakcji zachodzących

między lądem, morzem i atmosferą.


___________________________________________________________________________________________________

86

. W ostatnim czasie odnotowano olbrzymi postęp w badaniach procesów zachodzących

w strefie brzegowej, ale nadal prognozowanie zmian w dużym stopniu opiera się tylko na

prawdopodobieństwie. Aktualnie realizowane przedsięwzięcia naukowe monitorujące procesy

na całym polskim wybrzeżu w tym samym czasie (m.in.: SatBałtyk, FoMoBi), mające na celu

dostarczenie nowych szczegółowych danych, mogą umożliwić dokonanie

zsynchronizowanego porównania zmian ilościowych i jakościowych oraz wskazanie

czynników decydujących o stanie środowiska nadmorskiego. Tego rodzaju badania naukowe,

prowadzone z zastosowaniem nowoczesnych metod i narzędzi, a także kompleksowa synteza

istniejącej wiedzy są dzisiaj konieczne, tym bardziej, że wiele mechanizmów funkcjonowania

strefy brzegowej ciągle jeszcze nie zostało w pełni wyjaśnionych.

Bibliografia:

Baraniecki L., 1967: Morfologia i dynamika podwodnych osadów piaszczystych polskiego wybrzeża

Bałtyku na podstawie zdjęć lotniczych, Fotointerpretacja w Geografii, z. 4, Wrocław.

Basiński T., Pruszak Z., Tarnowska M., Zeidler R., 1993: Ochrona brzegów morskich, Wydawnictwo

IBW PAN, Gdańsk.

Bączyk J., 1963: Geneza Półwyspu Helskiego na tle rozwoju Zatoki Gdańskiej, Dokumentacja

geograficzna, z. 6, Instytut Geografii PAN, Warszawa.

Borówka M., 1979: Przebieg procesów akumulacji i deflacji na powierzchni nadbrzeżnych wałów

wydmowych, PTPN, t. XXXII, seria A, Geografia Fizyczna, PWN, Poznań.

Borówka R.K., 1980: Współczesne procesy transportu i sedymentacji piasków eolicznych oraz ich

uwarunkowania i skutki na obszarze wydm nadmorskich, Prace Komisji Geograficzno-

Geologicznej Poznańskiego Towarzystwa Przyjaciół Nauk, Warszawa-Poznań.

Dudzińska-Nowak J., Wężyk P., 2006: Możliwości wykorzystania technologii LiDAR w badaniach

strefy brzegowej. K. Furmańczyk (red.) ZZOP w Polsce – stan obecny i perspektywy, Brzeg

morski – zrównoważony, cz. 2, Uniwersytet Szczeciński, INoM, Szczecin.

Furmańczyk K., 1994: Współczesny rozwój strefy brzegowej morza bezpływowego w świetle badań

teledetekcyjnych południowych wybrzeży Bałtyku, Rozprawy i Studia, t. 161, Wydawnictwo

Naukowe US, Szczecin.

Furmańczyk K., Musielak S., 1973: Próba zastosowania fotogrametrii w badaniach dynamiki

procesów sedymentacyjnych na wale plażowym, Zeszyty Naukowe BiNoZ, UG, Geografia 3,

Gdańsk.

Furmańczyk K., Musielak S., 1999: Circulation system of the coastal zone and their role in South

Baltic morphodynamic of the coast, Quatern. Studies in Poland, Spec. Issue 22, Poznań.

Hartnack W., 1926: Die Küste Hinterpommerns, Jahrb. d. Geograph. zu Greifswald., Beil., 2,

Greifswald-Stolp.

Keilhack K., 1912: Die Verlandung der Swinepforte, Jahrb. d. Kӧnig. Preuss. Geolog. Landesanstad,

Bd. 32, Berlin.

Kostrzewski A., Musielak S., 2008: Współczesna ewolucja rzeźby wybrzeża Południowego Bałtyku,

[w:] Współczesne przemiany rzeźby Polski, red. L. Starkel i in., IGIGP UJ, Kraków.

Kramarska R., Frydel J., Jegliński W., 2011: Zastosowanie metody naziemnego skaningu laserowego

do oceny geodynamiki wybrzeża na przykładzie klifu Jastrzębiej Góry, Biuletyn PIG, Oddział

Geologii Morza, Gdańsk.

Łabuz T.A., 2005: Brzegi wydmowe polskiego wybrzeża Bałtyku, Czasopismo Geograficzne, t. 76,

z. 4, PTG, Wrocław.

Marsz A., 1966: Geneza wydm Łebskich w świetle współczesnych procesów brzegowych, Prace

PTPN, t. IV, z. 6, Poznań.

Miszalski J., 1973: Współczesne procesy eoliczne na Pobrzeżu Słowińskim. Studium

fotointerpretacyjne, Dokumentacja Geograficzna, IG PAN, Warszawa.

Musielak S., 1978: Procesy litodynamiczne w strefie przyboju, Oceanologia, nr 8, IO PAN, Sopot.


___________________________________________________________________________________________________

87

Musielak S., 1980: Współczesne procesy brzegowe w rejonie Zatoki Gdańskiej, Peribalticum,

Ossolineum, Gdańsk.

Musielak S., 2006: Geneza i funkcjonowanie systemu przyrodniczego morskiej strefy brzegowej.

K. Furmańczyk (red.), ZZOP w Polsce – stan obecny i perspektywy, Brzeg morski zrównoważony,

cz. 2, Uniwersytet Szczeciński, INoM, Szczecin.

Pawłowski S., 1922: Charakterystyka morfologiczna wybrzeża polskiego, Prace Komisji

Matematyczno-Przyrodniczej, PTPN, Seria A, t. 1, z. 2, Poznań.

Pawłowski S., 1923: O wybrzeżu i dnie Morza Polskiego, Przyroda i Technika, R. 2, z. 7, Lwów.

Pruszak Z., 1998: Dynamika brzegu i dna morskiego, IBW PAN, Gdańsk.

Rosa B., 1963: O rozwoju morfologicznym wybrzeża Polski w świetle dawnych form brzegowych,

Studia Societatis Stientiarum Torunensis, Sec. C, vol. V, Toruń.

Rosa B., 1984: Rozwój brzegu i jego odcinki akumulacyjne, B. Augustowski (red.) Pobrzeże Bałtyku.

GTN, Gdańsk.

Subotowicz W., 1976: Makro i mikrofazy rozwoju brzegów klifowych wybrzeża polskiego, Przegląd

Geologiczny, nr 1, Instytut Geologiczny, Warszawa.

Subotowicz W., 1982: Litodynamika brzegów klifowych, PWN, Ossolineum, Gdańsk.

Uścinowicz Sz., 2003: The Southern Balic relative sea level changes, glacjo-izostatic rebound and

shoreline displacement, Państwowy Instytut Geologiczny, Prace Specjalne, nr 10, Warszawa.

Zawadzka-Kahlau E., 1999: Tendencje rozwojowe polskich brzegów Bałtyku Południowego, GTN,

Gdańsk.

Zenkowicz W.P., 1955: Niektóre zagadnienia brzegów polskiego Bałtyku, Technika i Gospodarka

Morska, z. 9, Gdańsk.


___________________________________________________________________________________________________

88

Tomasz Opara1

Leszek Zaleszkiewicz2

Marzenna Sztobryn3

Leszek Łęczyński1

1Uniwersytet Gdański

Instytut Oceanografii 2Państwowy Instytut Geologiczny PIB

Oddział Geologii Morza 3Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej PIB

Oddział Morski w Gdyni

Geologiczne warunki rozwoju strefy brzegowej Zalewu Puckiego

w rejonie Swarzewa

Wybrzeża klifowe charakteryzują się dużą zmiennością litologiczną i różną dynamiką

rozwoju. Współczesne procesy morfogenetyczne modelują brzegi klifowe a ich przebieg

uzależniony jest od warunków hydrometeorologicznych, morfologii dna oraz charakteru

hydrodynamiki. Warunki rozwoju brzegu morskiego w rejonie Swarzewa zasadniczo różnią

się od tych spotykanych na środkowym wybrzeżu południowego Bałtyku. Związane jest

to z występującym od strony Zatoki Puckiej płytkim oraz płaskim podbrzeżem, ponadto rejon

ten jest osłonięty od otwartego morza Półwyspem Helskim. Ma to bezpośredni wpływ

na znacznie mniejsze tempo abrazji klifu.

Obszar badań położony jest w północnej części Pobrzeża Kaszubskiego (Kondracki

2011), nad Zalewem Puckim, w obrębie jednostki geomorfologicznej Kępy Swarzewskiej,

z występującą na niej wysoczyzna morenową płaską (Skompski 2001). Zgodnie ze szkicem

geomorfologicznym, wysoczyzna, w obrębie pasa nadmorskiego jest zdenudowana,

a na kontakcie z Zalewem Puckim urywa się stromym stokiem. Część tego stoku pomiędzy

Gnieżdżewem a Swarzewem ma charakter brzegu klifowego z występującymi na nim

formami ruchów masowych. Omawiany fragment brzegu, w profilu do niego podłużnym jest

lekko falisty. Wspomniana falistość związana jest z występowaniem suchych obniżeń

dolinnych. Największe z nich dzieli omawiany fragment brzegu na dwie części: klif

Gnieżdżewski i klif Swarzewski (ryc.1) .

W budowie geologicznej, w dostępnych odsłonięciach dominuje glina zwałowa brązowa

zaliczona do stadiału górnego zlodowacenia Wisły (Skompski 2001, 2002). Miejscami,

w części północnej badanego obszaru (klif Swarzewski) glina jest dwudzielna lub

przewarstwiona piaskami, żwirami, a także mułkami (Zachowicz, Dobracki 2008).


___________________________________________________________________________________________________

89

Ryc. 1. Lokalizacja rejonu badań

Rozwój klifowy omawianego brzegu nastąpił około 5 tys. lat temu w momencie

dotknięcia krawędzi wysoczyznowych przez wody zalewu (Kramarska i in. 1995). Obecnie,

zbocza Kępy Swarzewskiej podcięte są abrazyjnie maksymalnie do 12 m wysokości.

W profilu pionowym brzegu przeważa profil prosty o nachyleniu ściany prawie 90 stopni (klif

Gnieżdżewski) oraz profil wklęsło wypukły (klif Swarzewski) o nachyleniu około 60 stopni.

U podstawy klifów występują nisze abrazyjne oraz koluwium. Miąższość plaży jest

niewielka i wynosi około 0,5 m. Szerokość jej dochodzi do około 4,0 m. Na niektórych

odcinkach w miejscu plaży występuje platforma abrazyjna.

Według danych z lat siedemdziesiątych i wczesnych osiemdziesiątych, w tej części

wybrzeża aktywny był tylko 150 m odcinek w części klifu Gnieżdżewskiego. Pozostałą część

uważano za klif martwy (Subotowicz 1982). Badania z przełomu lat dwutysięcznych

wykazują uaktywnienie brzegu w jego pozostałej części (Zaleszkiewicz, Koszka-Maroń 2001,

2005). Czynnikiem inicjującym jego rozwój jest przede wszystkim abrazja.

Głównym celem badań była analiza zachodzących na brzegu procesów

geodynamicznych oraz porównanie zarejestrowanych zmian w czasie. W trakcie realizacji

prac badawczych zostało wykonane kartowanie geomorfologiczne klifów Gnieżdżewskiego

i Swarzewskiego. Prace zostały wykonane w sezonie letnim roku 2012 oraz jesienno-

zimowym 2012/2013. Do analizy porównawczej wykorzystano fotograficzną dokumentację

form występujących na zboczach. Zdjęcia przetworzono na postać cyfrową, a następnie

poddano obróbce w programie Corel. Dzięki wykonanym przekształceniom uzyskano

panoramy fotograficzne wykonane w skali oddające rzeczywisty obraz klifów.


___________________________________________________________________________________________________

90

Do oceny transformacji klifów wykorzystana została dokumentacja fotograficzna

wykonana w roku 1995, 1999, 2001 (Zaleszkiewicz, Koszka-Maroń 2001, 2005) oraz zdjęcia

klifów z sezonu letniego oraz jesienno – zimowego 2012/2013 (fot. 1.).

Fot. 1. Fragment aktywnego odcinka klifu Gnieżdżewskiego w rejonie kilometrażu brzegu morskiego

118,100 -118,400

Rozpoznanie litologiczne wykonane w trakcie prac terenowych objęło również strefę

wąskiej plaży oraz podbrzeża. Pobrane zostały próbki osadów, które w warunkach

laboratoryjnych poddane zostały analizie granulometrycznej. Na tej podstawie opracowane

zostały mapy typów osadów oraz wskaźników granulometrycznych.

W pracy przeanalizowano również warunki hydrologiczno-meteorologiczne wpływające

na zmiany linii brzegowej w tym rejonie. Dane pochodziły ze stacji IMGW-PIB Gdynia z lat

1990-2012. Stacja hydrologiczna Gdynia jest zlokalizowana na terenie mariny w Gdyni zaś

opadowa na nabrzeżu prezydenckim. Obserwacje i pomiary prowadzone można uznać


___________________________________________________________________________________________________

91

za reprezentatywne dla obszaru północnej części Zatoki Gdańskiej przylegającej do Półwyspu

Helskiego, włączając w to Zatokę Pucką. W szczególności rozważono następujące parametry

hydrologiczno-meteorologiczne: średni roczny poziom morza, maksymalny roczny poziom

morza oraz opady. Średni poziom morza jest jednym z najważniejszych wskaźników zmian

klimatycznych i na jego podstawie można również ocenić tendencje zmian zachodzących

na danym akwenie. Maksymalny roczny poziom morza reprezentuje dynamikę zmian

groźnych poziomów morza zaś opady podatność gruntu na uplastycznienie.

Bibliografia:

Kondracki J., 2011: Geografia regionalna Polski. PWN

Kramarska R., Uścinowicz S., Zachowicz J., 1995: Origin and evolution of the Puck Lagoon. Journal

of Coastal Research, Special Issue 22, Poznań: 187–192.

Mapa geodynamiczna polskiej strefy brzegowej 1 : 10 000, arkusze Władysławowo, Puck, Rzucewo.

2008: J. Zachowicz, R. Dobracki. (red.) Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol.-Państw. Inst. Bad.

Oddz. Geologii Morza, Gdańsk.

Skompski S., 2001: Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000.

Arkusz Puck. Państw. Inst. Geol., Warszawa.

Skompski S., 2002: Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000. Arkusz Puck. Państw.

Inst. Geol., Warszawa.

Subotowicz W., 1982: Litodynamika brzegów klifowych wybrzeża Polski. Ossolineum. Wrocław.

Zaleszkiewicz L., Koszka-Maroń D., 2001: Współczesne procesy aktywizacji brzegów klifowych

Zalewu Puckiego. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol.-Państw. Inst. Bad. Oddz. Geologii Morza,

Gdańsk.

Zaleszkiewicz L., Koszka-Maroń D., 2005: Procesy aktywizujące degradację wybrzeża klifowego

Zalewu Puckiego. Prz. Geol., 53: 55–62.


___________________________________________________________________________________________________

92

Jacek Piskozub

Polska Akademia Nauk


Zmiany sztormowości w rejonie Południowego Bałtyku:

czy znamy przynajmniej znak trendu?

Intensywność i częstotliwość sztormów, szczególnie zimowych, jest istotnym

parametrem decydującym o zakresie zagrożeń wybrzeży morskich. Dlatego prognoza

przyszłego trendu sztormowości w ocieplającym się świecie jest niezwykle ważna dla

racjonalnego długoterminowego planowania ochrony wybrzeża. Większość modeli

klimatycznych wskazuję na intensyfikację sztormowości w rejonie Europy w ocieplającym

się XXI wieku (Meehl i in. 2007, Donat i in. 2010). Niedawno jednak ten consensus został

zakwestionowany (Zahn, von Storch 2010). Tymczasem nawet historyczny trend

sztormowości w naszym rejonie świata jest przedmiotem sporów naukowych od kilku lat.

Zahn i von Storch (2008) przedstawili analizę ilości sztormów na Północnym Atlantyku

na podstawie reanalizy NCEP/NCAR. Ich wyniki wskazywały na niewielką zmienność

międzydekadową i znikomy trend długoterminowy. Trzy lata później Donat i inni (2011)

przedstawili wyniki podobnej analizy, tym razem opartej o reanalizę 20CR. Reanaliza

ta asymiluje jedynie ciśnienia powierzchniowe (i stosuje średnie miesięczne temperatury

powierzchniowe i zasięgi lodu morskiego jako warunki brzegowe) i przez to powinna być

bardziej jednorodna w całym swym przebiegu od 1871 roku. Ich wyniki świadczyły

o rosnącym trendzie długoterminowym i bezprecedensowej w okresie reanalizy 20CR

sztormowości w końcu XX wieku. Jednakże stosowalność reanalizy 20 CR do badania

historycznej sztormowości zostały z kolei zakwestionowane niedawno przez Kruegera

i innych (2013). Zatem nawet historia sztormowości ostatnich 150 lat w rejonie świata

o największej ilości pomiarów jest nadal niepewna.

Analiza historycznych trendów utrudniona jest dodatkowo tym, że zimowa sztormowość

Bałtyku i związane z tym zmiany poziomu morza są silnie skorelowana z indeksem Oscylacji

Północnoatlantyckiej (NAO) (Andersson 2002, Hünicke i in. 2008). NAO jest miarą

intensywności cyrkulacji strefowej (wiatrów zachodnich) pozatropikalnej półkuli północnej

(Greatbatch 2000). Wykazuje znaczącą zmienność międzydekadową (Hurrell, van Loon

1997) i być może cykliczność ok 65-70 letnią (Latif i in. 2006, Piskozub 2013). A jeśli tak

to cały okres „satelitarny” od 1979 roku, gdy mamy dobre dane obserwacyjne na temat

sztormów jest jedynie połową cyklu nałożonego na nieznany trend długoterminowy.

W tej sytuacji przewidzenie przyszłego trendu sztormowości (lub zimowych wartości NAO)

musi być trudne.

Jak wspomniano wyżej, różne modele klimatyczne wskazują na różne (dodatnie lub

ujemne) przyszłe trendy tych parametrów, przy czym nowsze modele, w przeciwieństwie


___________________________________________________________________________________________________

93

do starszych, raczej przewidują trendy ujemne w naszych szerokościach geograficznych.

Ma to podstawy fizyczne. Arktyka ogrzewa się szybciej niż średnio cała nasza planeta

(Serreze, Barry 2011) co zmniejsza gradienty temperatury północ-południe, i zapewne nie

zmieni się to w przyszłości (Miller i in. 2010). Jednocześnie efekt cieplarniany powoduje

ogrzanie powierzchni Ziemi i troposfery oraz oziębienie dolnej stratosfery (Ramaswamy i in.

2001), co do czego nie ma wątpliwości mimo różnic w wynikach pomiarów środkowej

i górnej stratosfary (Thompson i in. 2012). Efekt ten zwiększa to pionowe gradienty

temperatur. Pierwszy z tych efektów wpływa na zmniejszanie się intensywności cyrkulacji

atmosferycznej naszych szerokości, drugi wpływa na zwiększenie intensywności zjawisk

burzowych. Oba te efekty łącznie mogą powodować, widoczne w analizie wyników z wielu

modeli, zmniejszenie częstotliwości sztormów przy jednoczesnym zwiększeniu ich

intensywności. Jednak w przypadku Południowego Bałtyku nadal nie jest jasny nawet znak

przyszłego trendu częstotliwości zimowych sztormów, gdyż różne modele (a nawet różne

metody interpretacji danych modelowych) wskazują na zwiększenie lub zmniejszenie

przyszłej sztormowości akwenów sąsiadujących z naszymi wybrzeżami.

Bibliografia:

Andersson H. C., 2002: Influence of long-term regional and large-scale atmospheric circulation on the

Baltic sea level, Tellus, 54A, 76-88.

Donat M.G., Leckenbusch . C., Pinto J. G., lbrich U., 2010: European storminess and associated

circulationweather types: future changes deduced from a multi-model ensemble of GCM

simulations, Clim. Res., 42, 27-43, doi:10.3354/cr00853.

Donat M.G., D. Renggli, S. Wild, L. V. Alexander, G. C. Leckebusch, U. Ulbrich 2011: Reanalysis

suggests long-term upward trends in European stormi-ness since 1871,Geophys. Res. Lett., 38,

L14703, doi:10.1029/2011GL047995.

Greatbatch R., 2000: The North Atlantic Circulation, Stochastic Environmental Research and Risk

Assessment, 14, 213-242.

Hurrell J.., Van Loon H., 1997: Decadal variations in climate associated with the North Atlantic

Oscillation, Climatic Change, 36, 301–326.

Hünicke B., Luterbacher J., Pauling A., Zorita E., 2008: Regional differences in winter sea level

variations in the Baltic Sea for the past 200 yr, Tellus, 60, 384–393, doi:10.1111/j.1600-

0870.2007.00298.x

Krueger O., Schenk F., Feser F., Weisse R., 2013: Inconsistencies between Long-Term Trends in

Storminess Derived from the 20CR Reanalysis and Observations, J. Clim., 26, 868-874,

doi:10.1175/JCLI-D-12-00309.1

Latif M. et al., 2006: Is the Thermohaline Circulation Changing?, J. Climate, 19, 4631-4637.

Meehl, G. A., et al. 2007: Global climate projections, in Climate Change2007: The Physical Science

Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental

Panel on ClimateChange, edited by S. Solomon et al., pp. 747–845, Cambridge Univ. Press,

Cambridge, U. K.

Miller G.H., et al., 2010: Arctic amplification: can the past constrain the future?, Quaternary Science

Reviews, 29, 1779-1790, doi.:10.1016/j.quascirev.2010.02.008.

Piskozub J, 2013: AMO and NAO: which is the controlling factor?, to be presentrd at IAHS-IAPSO-

IASPEI Joint Assembly, othenburg, 22-26 July 2013.

Ramaswamy V. et al., 2001: Stratospheric temperature trends: observations and model simulations,

Reviews of Geophysics, 39, 71-122, doi:10.1029/1999RG000065.

Serrreze M. C., Barry R. G., 2011: Processes and impacts of Arctic amplification: A research

synthesis, Global and Planetary Change, 77, 85-96, doi:10.1016/j.gloplacha.2011.03.004.


___________________________________________________________________________________________________

94

Thompson D. W. J, Wallace J. M. 1998: The Arctic Oscillation signature in the wintertime

geopotential height and temperature fields, Geophys. Res. Lett., 25, 1297-1300.

Thompson D. W. J, et al., 2012: The mystery of recent stratospheric temperature trends, Nature, 491,

692–697, doi:10.1038/nature11579.

Zahn M., von Storch H. 2008: A long-term climatology of North Atlantic polar lows, Geophys. Res.

Lett., 35, L22702, doi:10.1029/2008GL035769.

Zahn M., von Storch H. 2010: Decreased frequency of North Atlantic polar lows associated with

future climate warming, Nature, 467, 309-312, doi:10.1038/nature09388.


___________________________________________________________________________________________________

95

Grzegorz Rachlewicz

Krzysztof Rymer



Interakcja procesów fluwialnych i litoralnych w kształtowaniu rzeźby

wybrzeży Svalbardu - przykłady z Billefjorden

Wstęp

Wybrzeża morskie w obszarach zimnych stref klimatycznych poddawane

są oddziaływaniu procesów litoralnych, jak we wszystkich innych obszarach kuli ziemskiej,

ale oprócz ego funkcjonują w specyficznych warunkach funkcjonowania procesów

fluwialnych, o charakterystycznym reżimie polarnym, związanym z występowaniem pokryw

lodowcowych i ich sezonowej ablacji, podobnie jak w przypadku obszarów

niezlodowaconych, topnieniem depozytów niwalnych, o charakterze wieloletnim

lub jednorocznym. Wody ablacyjne we wszystkich tych przypadkach dostarczają do strefy

brzegowej materiał osadowy, który decyduje o typie jej wykształcenia i dynamice rozwoju,

w zależności od bilansu procesów związanych z jego rozprowadzaniem wzdłuż brzegowym

i przemieszczaniem w głębsze partie akwenów wodnych. Czynnikiem specyficznym

dla kształtowania się wybrzeży w obszarach polarnych jest ich kształtowanie się w systemie

paraglacjalnym, objawiającym się z jednej strony wygasającym tempem uprzątania pokryw

postglacjalnych z obszarów opuszczonych przez masywne zlodowacenia plejstoceńskie,

z drugiej zmianami bazy erozyjnej wynikającymi z podniosu glacioizostatycznego, a wreszcie

odpowiadające zmienności współczesnych procesów morfogenetycznych począwszy

od przygotowania pokryw wietrzeniowych, poprzez transport grawitacyjny, glacjalny

i fluwialny/fluwioglacjalny.

Celem opracowania jest przedstawienie relacji w kształtowaniu się rzeźby wybrzeży

obszarów polarnych, ze szczególnym uwzględnieniem ich typów akumulacyjnych,

na przykładzie obszaru fiordowego Billefjorden, położonego w środkowej części

Spitsbergenu (archipelag Svalbard), z uwzględnieniem postglacjalnej historii zmian linii

brzegowej wynikających z dynamiki procesów bilansu osadów oraz reakcji odprężeniowych

podłoża, przy porównaniu do współczesnych analogów pozwalających na kwantyfikowanie

zjawisk zachodzących w warunkach niestabilności systemu powodowanej zmianami

środowiskowymi o charakterze ponadregionalnym.

Obszar badań

W obrębie archipelagu Svalbard, największa z jego wysp – Spitsbergen, pozostawała

w czasie ostatniego zlodowacenia plejstoceńskiego pod pokrywą lądolodu Morza Barentsa

(np. Boulton i in. 1982, Lindner, Marks 1993, Landvik i in. 1998) ustępującego z linii


___________________________________________________________________________________________________

96

maksymalnego zasięgu, uwalniając najpierw zachodnie wybrzeża, a później wnętrze oraz

dalej na wschód położone tereny, co najlepiej dokumentują zebrane przez Formana i in.

(2004) dane dotyczące zmian poziomu morza w całym obszarze otaczającym ten akwen.

Efektem procesu odciążeniowego jest powstanie sekwencji podniesionych teras morskich,

w otoczeniu Billefjorden charakteryzujących się mniejszą dynamiką wynurzania niż

położonych pod bardziej centralnymi partiami kopuły, w części wschodniej regionu (ryc. 1).

Udowadnia to w sposób jednoznaczny praca Longa i in. (2012), prezentująca szczegółową

krzywą zmian poziomu morza dla części ujściowej doliny Ebba, w którą wpisuje się także

wcześniej pozyskany z osadów terasowych materiał muszlowy (Kłysz i in. 1988, Stankowski

i in. 1989, 2013, Rachlewicz, Szczuciński 2003), a także badania rozmieszczenia pokryw

plażowych i zmienności składu gatunkowego występujących w ich obrębie szczątków fauny

morskiej (Feyling-Hanssen 1955, Feyling-Hanssen, Olsson 1959-60). Maksymalne

wyniesienie teras morskich szacowane jest na wschodnim wybrzeżu Billefjorden na 80 m

n.p.m. (Stankowski i in. 1989, Karczewski i in. 1990) i sięga 60 m n.p.m. dla form sprzed

ostatniego nasunięcia lądolodu. Wiek C14 fragmentów muszli morskich z tego poziomu

wyniósł 37,9±1 ka BP (Rachlewicz, Szczuciński 2003). Poza terasami 40-45 m n.p.m.

o nieustalonym wieku formy o niższej wysokości 30-35, 20-25, 12-15, 5-8, 3-4, 1-2 m n.p.m.

(ryc. 2) bardzo dobrze wpisują się we wspomnianą sekwencję datowań ustalając krzywą

zmian poziomu morza (Kłysz i in. 1988, Stankowski i in. 1989, 2013, Rachlewicz,

Szczuciński 2003, Long i in. 2012).

Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań na Svalbardzie oraz obszary występowania podniesionych teras

morskich w otoczeniu Billefjorden (kolor jasnoszary)

Terasy morskie zbudowane są z lokalnego materiału okruchowego, na który, jak

w większości obszaru składają się skały osadowe, w przeważającej większości otoczaki

wapienne i dolomitowe. W niewielkim procencie we frakcji żwirowej występują ziarna

krystaliczne i metamorficzne, ten typ skał reprezentują natomiast występujące

na powierzchniach terasowych narzutniaki (Rachlewicz 2010), stanowiące zapis wycofującej

się krawędzi pokrywy lądolodowej, wypełniającej u schyłku zlodowacenia akwen fiordowy.


___________________________________________________________________________________________________

97

W obrębie ujściowych odcinków dolin oraz na stokach masywów górskich funkcjonują

cieki periodyczne (lodowcowe) i epizodyczne (niwacyjne), ukazując ciągłość procesów

denudacyjnych pokryw zwietrzelinowych, erozyjnych w obrębie fragmentów przełomowych

i akumulacyjnych tworzących stożki napływowe, zazębiające się z rzeźba litoralną

(Rachlewicz 2009, Rachlewicz i in 2013).

Rozwój rzeźby fluwialno-litoralnej

Mimo zmian klimatycznych zachodzących w czasie holocenu na obszarze środkowego

Spitsbergenu, nakładających się na postglacjalny podnios wybrzeży można określić wyraźne

prawidłowości w funkcjonowaniu systemu litoralnego zasilanego w materiał osadowy przez

cieki uchodzące do fiordu. W przypadku wysokoenergetycznych rzek proglacjalnych,

charakterystyczny jest antecedentny charakter tworzenia się przełomów w dnach dolin

polodowcowych (np. Ragnardalen, Ebbadalen, Mathiesondalen), z których wycofywały się

krawędzie lądolodów przy dnie obniżonym o około 30 m w przedziale 9,5-10,0 ka BP,

funkcjonujące w późniejszym czasie jako lodowce wypustowe, rozcinające kolejne niższe

poziomy terasowe. Poza obszarami przełomowymi rzeki te sypią rozległe powierzchnie

sandrowe, przechodzące w stożki deltowe i równie pływowe.

Ryc. 2. Poziomy podniesionych teras morskich na wschodnim wybrzeżu Petuniabukta (linia przerywana)

na tle krzywej zmian poziomu morza opartej o datowania Longa i in (2012) - symbole wypełnione,

uzupełnione o wyniki Kłysza i in. (1988), Stankowskiego i in. (1989), Rachlewicza, Szczucińskiego (2003) -

symbole puste


___________________________________________________________________________________________________

98

Ryc. 3. Elementy rzeźby fluwialno-litoralnej w otoczeniu potoku Dynamisk (wschodnie wybrzeże

Petuniabukta). Widoczne poziomy terasowe pomiędzy 1 a 25 m n.p.m. oraz kolejne etapy kształtowania

się stożka napływowego

Ryc. 4. Stożek napływowy w strefie pływowej u ujścia Dynamiskbekken powstały po powodzi

spowodowanej wysokim opadem deszczu we wrześniu 2012 r.

Zasadniczym jednak źródłem dostawy materiału mineralnego do systemu wybrzeża były

procesy stokowe oraz fluwialne, zasilane wodami proniwalnymi, wykorzystujące potencjał

paraglacjalny osadów zgromadzonych po ustąpieniu zlodowacenia, jakkolwiek o charakterze

lokalnym, składających się głównie ze zwietrzelin skał osadowych. Dynamika transportu

miała najbardziej intensywny charakter przed połowa holocenu, kiedy to nakładała się na

poziom terasowy o średniej wysokości, a zatem 12-15 m. n.p.m. Ponieważ wiek

funkcjonowania tych procesów można oceniać na 7-5 ka BP może on się wiązać z największa

intensywnością procesów niwacyjnych w okresie złagodnienia i zwilgotnienia klimatu (np.

Snyder i in. 2000). Jednocześnie jest to w koncepcji paraglacjalnej (Church, Ryder 1972)

początkowa faza uprzątania pokryw z poprzedniego cyklu morfogenezy. Stożki takie jak

Lovehovdenbekken, czy Dynamiskbekken wykazują wyraźnie rozszerzoną fazę akumulacji

do poziomu wyższych teras, ograniczany przy obniżeniu bazy erozyjnej do powierzchni teras

5-8 i 3-4 m n.p.m. w przedziale czasowym 5-3 ka BP (ryc. 3), kształtując się w postaci

przełamujących krawędzie półek plażowych stożków subakwalnych, mających swoje

współczesne analogi w czasie wysokich stanów cieków (ryc. 4), rozprowadzane później


___________________________________________________________________________________________________

99

prądami wzdłuż brzegowymi na obszar niskich wybrzeży lub kształtujące podmorskie formy

o charakterze mierzejowym, wpisujące się obecnie w typowy obraz rzeźby podniesionych

elementów dna. Zaznaczyć należy również, że w poszerzonych akwenach, przed obniżeniem

poziomu morza procesy litoralne (zarówno falowanie jak i prądy wzbudzane np. siłą

Coriolisa) miały większą dynamikę.

Wnioski

Rozwój wybrzeży akumulacyjnych w zimnej strefie krajobrazowej opisany

na przykładzie otoczenia Billefjorden, środkowy Spitsbergen, jest warunkowany dynamiką

dostawy materiału polodowcowego oraz peryglacjalnego w wyniku morfogenezy

paraglacjalnej. Czynnikami sterującymi procesami rzeźbotwórczymi były zmiany

klimatyczne, w efekcie których doszło do zaniku pokrywy lądolodowej ostatniego

zlodowacenia, zmiany poziomu morza wynikające z glacioizostazji, pozostawienia znacznej

ilości luźnego materiału pokryw stokowych, uprzątania go w wyniku spływu wód

roztopowych zarówno lodowcowych jak i niwalnych. Procesy dostawy osadów do strefy

brzegowej i ich dystrybucji, formujące elementy rzeźby w mniejszej skali, choć w bardziej

ograniczonym zakresie zachodzą także współcześnie i mogą stanowić klucz do opisywania

sytuacji z przeszłości.

Bibliografia:

Boulton G.S., Boldwin C.T., Peacock J.D., McCabe A.M., Miller J., Jarvis J., Horsfield B., Worsley

P., Eyles N., Chorston P.N., Day T.E., Gobbard P., Hare P.E., Brunn V., 1982: A glaco-isostatic

facies model and amino-acid stratigraphy for the Late Quaternary events in Spitsbergen and the

Arctic. Nature, 289: 437-441.

Church M., Ryder J. M., 1972: Paraglacial sedimentation: a consideration of fluvial processes

conditioned by glaciation. Bulletin of Geological Society of America 83: 3059–3072.

Feyling-Hanssen R.W., 1955: Stratigraphy of the marine late-Pleistocene of Billefjorden,

Vestspitsbergen. Norsk Polarinstitutt Skrifter 107: 186 s.

Feyling-Hanssen R.W., Olsson I., 1959-60: Five radio-carbon datings of post glacial shorelines in

central Spitsbergen. Norsk Geografisk Tidsskrift, XVII: 122-131.

Forman S.L., Lubinski D.J., Ingólfsson Ó., Zeeberg J.J., Snyder J.A., Siegert M.J., Matishov G.G.,

2004: A review of postglacial emergencje on Svalbard, Franz Josef Land and Novaya Zemlya.

Quaternary Science Reviews, 23: 1391-1434.

Karczewski A. (red.), Borówka M., Gonera P., Kasprzak L., Kłysz P., Kostrzewski A., Lindner L.,

Marks L., Rygielski W., Stankowski W., Wojciechowski A., Wysokiński L., 1990:

Geomorphology - Petuniabukta, Billefjorden, Spitsbergen, 1:40 000. Uniwersytet im. A.

Mickiewicza, Poznań.

Kłysz, P., Lindner, L., Makowska A., Marks, L., Wysokiński, L., 1988: Late Quaternary glacial

episodes and sea level changes in the northeastern Billefjorden region, Central Spitsbergen. Acta

Geologica Polonica, 38(1-4): 107-123.

Landvik J.Y., Bondevik S., Elverhoi A., Fjeldskaar W., Mangerud J., Salvigsen O., Siegert M.J.,

Svendsen J.-I., Vorren T.O., 1998: The last glacial maximum of Svalbard and the Barents Sea area:

ice sheet extent and configuration. Quaternary Science Reviews, 17: 43-75.

Lindner L., Marks L., 1993: Middle and Late Quaternary evolution of Spitsbergen against global

change. Polish Polar Research, 14(3): 221-241.

Long A.J., Strzelecki M.C., Lloyd J.M., Bryant C.L., 2012: Dating High Arctic Holocene relative sea

level changes using juvenile articulated marine shells in raised beaches. Quaternary Science

Reviews, 48: 61-66.


___________________________________________________________________________________________________

100

Rachlewicz G., 2009a: Contemporary sediment fluxes and relief changes in high Arctic glacierized

valley systems (Billefjorden, Central Spitsbergen). Wydawnictwo Naukowe UAM Poznań, seria

Geografia, nr 87: 204 s.

Rachlewicz G., 2010: Paraglacial modifications of glacial sediments over millennial to decadal time-

scales in the high Arctic (Billefjorden, central Spitsbergen, Svalbard). Quaestiones Geographicae,

29(3): 59-67.

Rachlewicz G., Szczuciński W., 2003: Czwartorzędowe podniesione osady morskie centralnego

Spitsbergenu – nowe dane. Materiały IV Sympozjum Geneza, Litologia i Stratygrafia Utworów

Czwartorzędowych, Poznań: 72.

Rachlewicz G., Zwoliński Zb., Kostrzewski A., Birkenmajer K., 2013: Środowisko geograficzne

otoczenia Stacji Polarnej Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu – Petunia

(Geographical environment in the vicinity of the Adam Mickiewicz University in Poznań Polar

Station – Petuniabukta). W: Zb. Zwoliński, A. Kostrzewski, M. Pulina (red.) Dawne i współczesne

geoekosystemy Spitsbergenu. Wydawnictwo Naukowe Bogucki, Poznań: 205-243.

Snyder J. A., Werner A., Miller G. H., 2000: Holocene cirque glacier activity in western Spitsbergen,

Svalbard: sediment records from proglacial Linnévatnet. The Holocene 10(5): 555–563.

Stankowski W., Kasprzak L., Kostrzewski A., Rygielski W., 1989. An outline of morphogenesis of the

region between Hørbyedalen and Ebbadalen, Petuniabukta, Billefjorden, central Spitsbergen.

Polish Polar Research, 10(3): 267-276.

Stankowski W., Grześ M., Karczewski A., Lankauf K.R., Rachlewicz G., Szczęsny R., Szczuciński

W., Zagórski P., Ziaja W., 2013: Podniesione terasy morskie na Spitsbergenie (Raised Marine

terraces on Spitsbergen). Zb. Zwoliński, A. Kostrzewski, M. Pulina (red.) Dawne i współczesne

geoekosystemy Spitsbergenu. Wydawnictwo Naukowe Bogucki, Poznań: 361-389.


___________________________________________________________________________________________________

101

Stanisław Rudowski1

Radosław Wróblewski2

Katarzyna Makurat1

1Instytut Morski w Gdańsku

Zakład Oceanografii Operacyjnej 2Uniwersytet Gdański

Instytut Geografii

Antropogeniczne przekształcenia barier piaszczystych,

założenia a rezultaty. Na przykładzie Półwyspu Helskiego

Wprowadzenie

Bariery piaszczyste to akumulacyjne formy wybrzeża, zmieniające swoje wymiary

i położenie, narastając i ulegając przemieszczaniu całością formy (vide Wróblewski 2010).

Tempo i zakres naturalnych zmian zależą od aktualnych uwarunkowań morfologicznych,

litologicznych i hydrodynamicznych, których dobrym wyrazem jest stan rumowiska

piaszczystego w morskiej strefie brzegowej bariery.

Przy dostatku rumowiska miejscowego i/lub dostarczanego z sąsiedztwa bariery, bariera

narasta i utrzymuje względnie stałe położenie, przy tym samym poziomie morza.

Jeśli zasoby rumowiska maleją, następuje wzrost abrazji brzegów morskich,

spowolnienie narastania bariery i wyraźne jej przemieszczanie w stronę zalewu.

Względnie stały poziom morza, utrzymujący się z niewielkimi zmianami w ciągu

ostatnich kilku tysięcy lat po transgresji litorynowej i postlitorynowej, spowodował

powszechne (cf List 2004, Gelfenbaum, Brooks 2003) wyczerpywanie zasobów rumowiska

użytecznego dla budowy barier i ich przemieszczanie ku lądowi.

Intensywny wzrost w użytkowania przez człowieka terenów barier i rozbudowa

związanej z tym infrastruktury wymusza prowadzenie intensywnej ochrony brzegu,

zmierzającej do stabilizacji brzegu i tym samym uniemożliwiającej swobodny rozwój

i przemieszczanie bariery. Następuje przekształcanie bariery z formy swobodnej (zmiennej

w dostosowaniu do zmian naturalnych warunków), w formę „zniewoloną”, utrwalaną - aby

zmianom nie podlegała. Rezultaty działań ochronnych nie są zadawalające, co przy braku

odpowiednich zasobów rumowiska pociąga za sobą zwiększenie jego deficytu a więc i wzrost

abrazji.

Na podstawie studium literatury i dostępnych materiałów źródłowych przedstawiono

ogólne uwagi o stanie Półwyspu Helskiego w odniesieniu do skutków podejmowanych

działań ochronnych.


___________________________________________________________________________________________________

102

Zarys stanu półwyspu

Półwysep Helski ma dobrze rozwiniętą infrastrukturę, w postaci miast, osiedli, portów

i linii komunikacyjnych, jest też intensywnie użytkowany, przede wszystkim dla celów

turystycznych i wypoczynkowych. Główny walor turystyczno-wypoczynkowy półwyspu to

możliwość kontaktu ze świeżą, niezmienioną (czy choćby mało zmienioną) przyrodą

środowiska nadmorskich plaż i wydm.

Morski brzeg półwyspu , na odcinku od Władysławowa po Jastarnię, ( vide Cyberski

2005, Dubrawski, Zawadzka 2006, Furmańczyk, Łęcka 2005, Tomczak 2005) jest silnie

zagrożony abrazją, pomimo intensywnej ochrony, z użyciem systemów ostróg i opasek, oraz

sztucznym zasilaniem plaży. Skuteczność, niestety krótkookresową, ma jedynie ostatnia

z wymienionych metod i wymaga systematycznego, corocznego ponawiania.

Intensyfikacja abrazji zazwyczaj wiązana jest (vide Tomczak 2005), podobnie

jak i na innych barierach, ze wzrostem poziomu morza i nasileniem działania sztormów,

zmniejszaną dostawą piasku w wyniku naturalnego czy sztucznego powstrzymywania wzdłuż

brzegowego transportu oraz ze skutkami działalność człowieka. Główną przyczyną

tej sytuacji jest ujemny bilans osadów (Dubrawski, Zawadzka 2006, Tomczak 2005), wskutek

zanikania odpowiednich zasobów i ich naturalnej dostawy (Rudowski i in. 2008, 2010, 2012).

Uwagi o stanie zasobów piaszczystych Półwyspu Helskiego i możliwości ich naturalnej

dostawy

Zasilanie bariery w rumowisko piaszczyste następuje z zasobów miejscowych i/lub

z zasobów donoszonych z miejsc w sąsiedztwie bariery (na brzegu lub na dnie). Zasoby

miejscowe, tj nagromadzenia piasku w strefie brzegowej, niegdyś obfite, obecnie

są powszechnie na brzegach większości barier, znacznie zubożone i zanikają. Na zanikanie

zasobów, stanowiących naturalne źródła zasilania barier zwróconą uwagę już kilka lat temu

na barierowych wybrzeżach atlantyckich i Zatoki Meksykańskiej w USA (List 2004,

Gelfenbaum, Brooks 2003).

Najczęściej, główną winą za abrazję Półwyspu Helskiego, obarczane jest wybudowanie

w latach 1936-38 falochronów portu we Władysławowie, co spowodowało zatrzymanie

transportu wzdłuż brzegowego, donoszącego rumowisko pochodzące z abrazji klifów Kępy

Swarzewskiej. Jednakże, dla wieloletniego procesu, nie ma to decydującego znaczenia

(Rudowski, Wodzinowski 2005, Rudowski i in. 2012) ze względu na intensywny,

przeważający wynos tego rumowiska daleko w stronę morza a nie wzdłuż brzegu (Rudowski,

Wodzinowski 2005, Jankowski 2005).

Wskutek silnej, sztormowej abrazji dna i brzegu bariery Półwyspu Helskiego następuje

odbrzegowy wynos osadów cienkiej warstwy dynamicznej daleko w morze. Występujące

(Tomczak 2005, Łęczyński 2009, Rudowski i in. 2012) na dnie w rejonie Władysławowo -

Jastarnia systemy poprzecznych do brzegu piaszczystych grzbietów rozdzielonych rynnami

(transverse bars sensu Gelfenbaum, Brooks 2003) stanowiącymi dogodne drogi wynosu

rumowiska w morze. Geneza tych form nie jest dotąd w pełni ustalona. Najprawdopodobniej,


___________________________________________________________________________________________________

103

są to formy współczesne, związane z prądami i/lub transportem masowym w strefie fal

poddanych transformacji, z możliwym oddziaływaniem reliktów paleorzeźby w mulistym

podłożu współczesnej warstwy dynamicznej (cf Browder, McNinch 2005). Osady podłoża,

w postaci mułów i gytii facji bagienno-lagunowej, odsłaniane są lokalnie, w głębszych

wcięciach rynien (vide Łęczyński 2009, Kramarska i in. 1995). Osady te świadczą

o wkroczeniu bariery na obszar zalewu, wskutek jej przemieszczania (z zachowaniem formy)

ku brzegowi. (Wróblewski 2010).

Wskutek silnej, sztormowej abrazji dna i brzegu następuje odbrzegowy wynos osadów

cienkiej warstwy dynamicznej daleko w morze. Sztywna ochrona, stabilizująca formę bariery

i pozycję jej linii brzegowej, powstrzymuje naturalny rozwój bariery (Wróblewski 2010) bez

możliwości swobodnego przemieszczania, z budowaniem bazy bariery ze stożków

przelewowych (Tomczak 2005, Urbański, Solanowska 2005, Wróblewski 2010). Osady, które

mogły by zostać złożone na lądzie, poza brzegiem, zostają wyniesione w morze,

co zwiększa deficyt osadów.

Piaszczyste partie przyległego dna otwartego morza (Pikies i Jurowska 1992), związane

z wczesnymi etapami rozwoju bariery helskiej, nie stanowią obecnie potencjalnego źródła

dostaw rumowiska. Charakter wielkich fal piaszczystych stwierdzonych tu (Rudowski i in.

2010) na głębokości ok. 30 m wskazuje na przemieszczanie piasku wprost ku basenowi

gdańskiemu, nie zbaczając w stronę półwyspu Helskiego.

Wnioski

Półwysep Helski na odcinku Władysławowo-Jastarnia jest obecnie przekształconą,

sztucznie stabilizowaną formą bariery, bez możliwości naturalnego rozwoju. Stosowane

metody ochrony służą jedynie utrzymaniu za wszelką cenę dzisiejszej pozycji brzegu.

Wymaga to stałych działań o krótkotrwałych skutkach i nie poprawia bilansu rumowiska,

decydującego o stanie brzegu.

W strefie brzegowej półwyspu i w przyległych rejonach dna oraz brzegu następuję

ubożenie zasobów piaszczystego rumowiska. Piaszczysta warstwa dynamiczna na dnie

przybrzeża jest cienka, z mulistymi osadami podłoża, z erozji których nie uzyskamy

rumowiska.

Materiał piaszczysty z abradowanego dna i brzegu oraz związany za sztucznym

zasilaniem, w znacznej części wynoszony jest w morze. Proces ten wzmagany jest przez

występowanie sztywnej ochrony brzegu, nie pozwalającej na składanie sztormowych osadów

poza plażą formowanie stożków przelewowych na zapleczu bariery.

Brak jest dostaw rumowiska z brzegów na zachód od Władysławowa, gdyż i tam

zdecydowanie przeważa odbrzegowy wynos rumowiska w morze nad tzw. transportem

wzdłużbrzegowym.

Piaszczyste osady na dnie głębszego przybrzeża i otwartego morza przemieszczane są

w stronę basenu gdańskiego, nie dochodząc do półwyspu.


___________________________________________________________________________________________________

104

W rezultacie brakuje piasku na budowę bariery. Sztuczne zasilanie daje tylko

krótkotrwałe rezultaty.

Konieczne jest przeprowadzenie dokładnego rozpoznania i oceny całego geoekosystemu

bariery Półwyspu Helskiego, z uwzględnianiem stanu i morfolitodynamicznych uwarunkowań

jego przedpola (tj. dna przybrzeża, do głębokości około 15m) i zaplecza, od strony zalewu

Puckiego. Stanowić to winno niezbędną podstawę dla pełnego określenia stanu bariery

i przyjęcia odpowiedniej strategii ochrony jej brzegów, unikając negatywnych, przeciwnych

założeniom, efektów antropogenicznego przekształcania tej naturalnej formy. Ochrony

prowadzonej nie na brzegu, miejscu bezpośrednio zagrożonym, ale na jego przedpolu, tj na

dnie przybrzeża.. Mogą tu być pomocne np. odpowiednie, sztuczne rafy, stawiane poza strefą

rew (cf van Rijn 2005), zmieniające układ fal, osłabiające ich siłę i mogące zatrzymywać

ucieczkę w morze rumowiska piaszczystego.

Bibliografia:

Browder A.G., McNinch J.E., 2006: Linking frame work geology and nearshore morphology:

correlation of paleo-channels with shore-oblique sandbars and gravel outcrops. Marine Geology 23.

Cyberski J. (red), 2005: Stan i zagrożenie Półwyspu Helskiego. GTN, Gdańsk

Dubrawski R., Zawadzka-Kahlau E., 2006. Przyszłość ochrony polskich brzegów morskich. Wyd.

Instytutu Morskiego w Gdańsku. Gdańsk.

Furmańczyk K., Łęcka A., 2005: Ochrona brzegu na odcinku Władysławowo – Jurata (w) ZZOP w

Polsce – stan obecny i perspektywy. Problem erozji brzegu. (red.) K. Furmańczyk, Szczecin.

Gelfenbaum G., Brooks G. R., 2003. The morphology and migrating of trasverse bars of the west-

central Florida coast. Marine Geology 20,

Jankowski M., 2005: Struktury związane z oddziaływaniem prądów rozrywających na dnie morskim

w rejonie portu we Władysławowie. (w) Stan i zagrożenie Półwyspu Helskiego (red.) J. Cyberski,

GTN, Gdańsk..

Kramarska R., Uścinowicz Sz., Zachowicz J., 1995: Origin and evolution of the Puck Lagoon, Polish

Coast – past, present and future. Journal of Coastal Research, Spec. Issue 22.

List J. H., 2004: Luisiana Barrier Islands: A vanishing Resource. US Geological Survey,

http://pubs.usgs.gov/fs/barrier-islands

Łęczyński L., 2009: Morfolitodynamika przybrzeża Półwyspu Helskiego. Wyd. Uniwersytetu

Gdańskiego, Gdańsk.

Pikies R., Jurowska Z., 1992: Mapa Geologiczna Dna Bałtyku 1: 200 000. Ark. Puck. PIG Warszawa.

van Rijn L., Walstra D. Tonnon P., Boers M. 2005. Modeling of long-term morphodynamic behavior

of sand banks. Proc. 5th Intern. Conf. on Costal Dynamics, Barcelona, Spain

Rudowski S., Hac B., Gajewski Ł., Łęczyński L., Nowak J., Szefler K., 2008: Sandy barrier

disappearing resources, Hel Peninsula Case,.Proc. In.. Conf. „Climate Changes”, BALTEX,

Uniwersytet Szczeciński, Szczecin, vol. abs.

Rudowski S., Makurat K., Łęczyński L., Szyłejko W., Mele W. Lisimenka A., 2010: Określenie

budowy i genezy wielkich form piaszczystych głębokiego dna Bałtyku na północ od Rozewia. WW

Instytut Morski w Gdańsku Nr 6566. Gdańsk.

Rudowski S., Szefler K., Hac B., Nowak J., 2012: Mierzeja Helska zagrożenie zanikiem piaszczystych

zasobów. Mat.. Konf. II Kongres Geologiczny, PIB PIG Warszawa.

Rudowski S., Wodzinowski T., 2005: Formy dna i brzegu rejonu Jastrzębia Góra Władysławowo w

rejestracji teledetekcyjnej a problem potencjalnej dostawy rumowiska na Mierzeję Helską. (w) Stan

i zagrożenie Półwyspu Helskiego (red) J. Cyberski, GTN, Gdańsk.

Tomczak A., 2005:Wybrane zagadnienia z przeszłości geologiczne i przyszłości Półwyspu Helskiego.

(w) Stan i zagrożenie Półwyspu Helskiego (red.) J. Cyberski, GTN, Gdańsk.

http://pubs.usgs.gov/fs/barrier-islands


___________________________________________________________________________________________________

105

Urbański J., Solanowska E., 2005: Naturalne i antropogeniczne zmiany północno-zachodniej części

Półwyspu Helskiego w XX wieku. (w) Stan i zagrożenie Półwyspu Helskiego (red.) J. Cyberski,

GTN, Gdańsk.

Wróblewski R., 2010: Lithodynamical facies of a sandy barrier, Hel Peninsula as an example.

Oceanological and Hydrobiological Studies, vol. 38, supl.


___________________________________________________________________________________________________

106

Mariusz Samołyk




Zmiany zagospodarowania przestrzennego wybrzeży wyspy Wolin

w XX wieku

Działalność człowieka uzależniona jest w głównej mierze od środowiska przyrodniczego.

W początkowej fazie rozwoju osadnictwa kolonizowane były obszary znajdujące się

w pobliżu zasobów słodkiej wody, charakteryzujące się dobrymi glebami i dogodnymi

warunkami klimatycznymi. Nasilenie presji człowieka na środowisko przyrodnicze wiąże się

ściśle z postępem technicznym. Ingerencja w szatę leśną, przebudowa zbiorowisk roślinnych,

zmiana stosunków wodnych oraz zmiana ukształtowania rzeźby to główne efekty

antropopresji.

Zagospodarowanie przestrzenne wybrzeży wyspy Wolin podlegało długotrwałym

zmianom związanym w głównej mierze z rozwojem osadnictwa i sieci komunikacyjnej, lecz

również warunkowanych przeobrażeniami wynikającymi z działalności rolniczej, gospodarki

leśnej oraz rozbudowy infrastruktury hydrotechnicznej.

W początkowych fazach osadnictwa na wyspie Wolin przekształcenia środowiska

przyrodniczego dotyczyły przede wszystkim przebudowy drzewostanu, głównie poprzez

wypalanie. Na około 1520-1000 lat BP (Latałowa 1992a) datuje się rozpoczęcie

intensywnego wylesiania wyspy Wolin związanego z rozwojem osadnictwa oraz rolnictwa.

Od XV w. do początku lat 30-tych XX w. areał lasów na wyspie zmniejszył się o 30 %,

z niemal 10000 ha do nieco ponad 7000 ha (Pieńkowski, Podlasiński 2002). Obecnie

w wyniku zabiegów ochronnych oraz zmniejszenia znaczenia rolnictwa lasy zajmują niemal

13000 ha z czego 4648 ha położonych jest w obrębie Wolińskiego Parku Narodowego.

Zalesiane zostały w głównej mierze obszary zajęte przez gleby hydrogeniczne oraz słabo

wykształcone gleby bielicowe i bielice.

Specyfika krajobrazu wyspy Wolin spowodowała, że rozwój osadnictwa następował

głównie w obrębie niskich nadmorskich wybrzeży wydmowych, w pobliżu rzek i ich ujścia

oraz na relatywnie płaskich terenach w pobliżu jezior w centralnej i SE części wyspy.


___________________________________________________________________________________________________

107


Rozwój zbiorowisk leśnych na wyspie Wolin rozpoczął się około 9000-10000 lat BP

wraz z wycofaniem się lądolodu z linii wyznaczonej przez wolińską morenę czołową.

Pionierskie lasy o charakterze tajgi zajmowały wówczas dotychczasowe siedliska zbiorowisk

tundrowych. Wraz z ocieplaniem klimatu zwiększał się areał lasów oraz zmieniał ich skład

gatunkowy, dąb i buk powoli wypierały sosnę i brzozę. Około 5000-3000 lat BP lasy

pokrywały całą wyspę Wolin a w ich składzie gatunkowym dominowały (średnio po około

20%) sosna, dąb, buk i brzoza (Latałowa 1992a). Rozwój osadnictwa początkowo nie miał

większego wpływu na strukturę lasów. Około 1000 lat BP udział dębu spadł do 6-8%, brzozy

do 6-10% zaś buka do 3-4%. Wzrost zapotrzebowania na drewno wykorzystywane

w budownictwie i szkutnictwie oraz sukcesywne zwiększanie areału terenów

wykorzystywanych rolniczo skutkował zmniejszeniem powierzchni lasów na wyspie Wolin

o około 50% (Latałowa 1992a, b; Pieńkowski, Podlasiński 2002). Na początku XVII wieku

zasięg lasów wg mapy Lubiniusa odpowiadał współczesnemu. Od XVIII wieku prowadzona

była intensywna gospodarka leśna zaś od XIX wieku zaczęto wprowadzać gatunki obce takie

jak daglezja, żywotnik olbrzymi, jodła pospolita (Piotrowska 1994).

Na początku XVIII wieku wyspę Wolin zamieszkiwało około 5-9 tysięcy osób, głównie

w niewielkich gospodarstwach rozsianych w centralnej i SE części wyspy oraz w Wolinie

i Świnoujściu. W kolejnych latach nastąpił rozwój żeglugi, wzrost eksportu drewna, powstała

również cementownia w Lubiniu. Równocześnie wraz ze zwiększeniem dostępności

komunikacyjnej, wynikającej także z doprowadzenia linii kolejowej, Świnoujście

i Międzyzdroje stały się znanymi kurortami. W pierwszej połowie XX wieku rozbudowana

została nadbrzeżna linia obrony.

Linię brzegową wyspy Wolin o długości niemal 130 km (ryc. 1) można podzielić na trzy

odcinki. Wybrzeże morskie o długości 32,7 km składa się z dwóch odcinków wydmowych

(Mierzeja Dziwnowska i Mierzeja Brama Świny) oraz odcinka klifowego o długości 15 km.

Odcinki mierzejowe należą do nielicznych wybrzeży akumulacyjnych w Polsce (Bohdziewicz


___________________________________________________________________________________________________

108

1963; Łabuz 2002; Musielak 1991; Rosa 1984; Zawadzka-Kahlau 1999), natomiast klify

stanowią brzeg abrazyjny (Kostrzewski 1984; Kostrzewski, Zwoliński 1994, 1995, 1997).

Od stałego lądu wschodnia część wyspy o długości brzegu 36,5 km oddzielona jest cieśniną

Dziwny oraz wodami Zalewu Kamieńskiego. Początkowo brzeg przechodzi przez Mierzeję

Dziwnowską, następnie przez Obniżenie Kodrąbskie aż po Półwysep Rów. Zachodni brzeg

wyspy o długości 57,5 km oblewają wody Świny. Ten fragment wybrzeża charakteryzuje się

znacznym urozmaiceniem rzeźby, gdzie stosunkowo niskie fragmenty (Półwysep Rów,

Równina Dargobądzka, Brama Świny) sąsiadują z odcinkami wysokimi (Pasmo Wolińskie,

Wzgórza Mokrzyckie).

Celem rozpoznania zmian zagospodarowania przestrzennego wybrzeża wyspy Wolin

przeprowadzono analizy dostępnych materiałów kartograficznych. Materiałem wyjściowy

była mapa z 1893 roku w skali 1:100 000 Karte des Deutschen Reiches

(arkusze 121 Swineműnde i 122 Wollin), którą skonfrontowano z najnowszymi dostępnymi

materiałami kartograficznymi w skali 1:10 000 GUGiK z roku 2001 i 2002.

Do szczegółowych analiz wykorzystano również mapy z lat pośrednich.

Ryc. 2. Zmiany zagospodarowania przestrzennego morskiego wybrzeża wyspy Wolin w latach 1893-2002

Na przełomie XIX i XX wieku (ryc. 2) zabudowane było łącznie 2,5 km północnego

wybrzeża wyspy Wolin, co stanowi 8% długości morskiej linii brzegowej. Przeważającą

część wybrzeża pokrywały różnogatunkowe lasy, które porastały 29,1 km brzegu (89%).

Około 3% wybrzeża (1,1 km) było niezagospodarowane. W wyniku różnokierunkowej

antropopresji oraz zmian kierunków zapotrzebowania na grunty po stu latach kolejny kilometr

wybrzeża morskiego został przystosowany na potrzeby mieszkaniowe i gospodarcze.

Na przełomie XX i XIX wieku ponad 10% wybrzeża morskiego stanowiły tereny

zabudowane, które zajęły niezagospodarowane fragmenty wybrzeża oraz część obszarów

porośniętych przez lasy. Udział lasów uległ bardzo niewielkim zmianom.


___________________________________________________________________________________________________

109

Ryc. 3. Zmiany zagospodarowania

przestrzennego wschodniego wybrzeża

wyspy Wolin w latach 1893-2002

Ryc. 4. Zmiany zagospodarowania przestrzennego

zachodniego wybrzeża wyspy Wolin w latach 1893-2002

Wschodnie wybrzeże wyspy Wolin na początku XX wieku zabudowane było w około

25 % i po stu latach areał ten nie zmienił się (ryc. 3). Zmiany dotyczą przestrzennego

rozmieszczenia i związane są głównie z rozwojem miast Wolin i Dziwnów oraz zmianą

zasięgu granic miejscowości w środkowej części wybrzeża. Przekształcenia strukturalne

użytkowania gruntu skutkowały tym, że pod koniec XX wieku na Mierzei Dziwnowskiej

pojawiły się lasy, które obecnie zajmują 3% powierzchni brzegu.

Udział terenów zabudowanych pod koniec XX wieku na zachodnim wybrzeżu wyspy

Wolin zwiększył się w stosunku do początku wieku z około 10% do niemal 14% głównie na

skutek rozbudowy portu Świnoujście (ryc. 4). Lasy zmniejszyły swój areał o niemal 3,5 km

a tereny pozostałe zwiększyły powierzchnię pod koniec XX wieku o prawie 1,5 km.

Zmiany zagospodarowania przestrzennego wybrzeża wyspy Wolin w XX wieku

związane są głównie z rozwojem osadnictwa w obrębie największych miejscowości

(Świnoujście, Międzyzdroje, Wolin, Dziwnów) oraz wzrostem znaczenia funkcji rekreacyjnej

mniejszych osad. Areał lasów nie uległ większym zmianom jednak ich rozkład przestrzenny

został nieznacznie zmodyfikowany. W przyszłości należy spodziewać się kolejnych zmian

użytkowania terenu warunkowanych rozbudową portu w Świnoujściu oraz zwiększonym

zapotrzebowaniem na tereny rekreacyjne. Zmiany te niekoniecznie muszą za sobą pociągać

niekorzystne oddziaływanie. Istnieje szansa, że wykorzystywane dotychczas rolniczo tereny

staną się ciekawe dla osadnictwa rekreacyjnego co poza rozbudową istniejącej infrastruktury

może spowodować m.in. zwiększanie areału terenów zielonych, głównie lasów.


___________________________________________________________________________________________________

110

Bibliografia:

Bohdziewicz L., 1963: Przegląd budowy geologicznej i typów polskich wybrzeży. A. Mielczarski

(red.), Materiały do monografii polskiego brzegu morskiego. Zeszyt 5. Geologia i zagadnienia

pokrewne. IBW PAN Gdańsk-Poznań, s.10-41.

Kostrzewski A., 1984: Rozwój wybrzeży klifowych wyspy Wolin w oparciu o materiały archiwalne.

Sprawozdania PTPN nr 100 za 1982, Wydz. Mat-Przyr Poznań, 129-132.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1994: Contemporary morphodynamics of the cliff coasts of Wolin

Island. K. Rotnicki (ed.), Changes of the Polish Coastal Zone, QRI, AMU, Poznań: 145-155.

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1995: Present-day morphodynamics of the cliff coasts of Wolin

Island. Jour. of Coast. Res., Spec. Iss. 22: 293-303

Kostrzewski A., Zwoliński Zb., 1997: Shoreline dynamics of the cliff coast, Wolin Island, Poland.

Supplementi di Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria, Torino, Suppl. III, Tomo 1: 234

Latałowa M., 1992a: Man and vegetation in the pollen diagrams from Wolin Island (NW Poland).

Acta Palaeobot., 32(1): 123-249.

Latałowa M., 1992b.: The last 500 years on Wolin Island (NW Poland) in the light of palaeobotanical

studies. Review of Palaeobotany and Palynology, 73 (1992): 213-226

Łabuz T. A., 2002: Przykłady antropopresji na nadmorskich wydmach mierzei Bramy Świny. [w:] P.

Szwarczewski, E. Smolska (red.), Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodniczym,

Uniwersytet Warszawski, Warszawa, s.75-84

Musielak S., 1996: Pozytywne i negatywne aspekty dynamiki brzegów morskich dla rozwoju

turystyki. A. Szwichtenberg (red.), Ekologiczne uwarunkowania rozwoju turystyki w

makroregionie Bałtyk-Pomorze. Szanse i zagrożenia., s. 65-71.

Pieńkowski P., Podlasiński M., 2002: Changes in forest cover of Szczecin Lowland from the 16th to

the end of the 20th century, in relation to soill cover. EJPAU 5(2), #04.

Piotrowska H., 1994: Aktywna ochrona zasobów roślinnych Wolińskiego Parku Narodowego w

świetle naturalnej i antropogenicznej historii lasów wyspy Wolin. Klify 1: 63-77

Rosa B., 1984: Rozwój brzegu i jego odcinki akumulacyjne. [w:] B. Augustowski (red.) Pobrzeże

Pomorskie. GTN, Ossolineum, Wrocław-Warszawa-Gdańsk, s.67-119.

Zawadzka-Kahlau E., 1999: Tendencje rozwojowe polskich brzegów Bałtyku Południowego. IBW

Gdańsk, s.1-147.


___________________________________________________________________________________________________

111

Patryk Sitkiewicz

Radosław Wróblewski


Instytut Geografii

Zmienność strefy brzegowej w rejonie Władysławowa na podstawie analizy

zdjęć lotniczych

W kwietniu 1937 roku oddano do użytku port we Władysławowie. Powstanie tego

obiektu zakłóciło przebieg naturalnych procesów występujących w strefie brzegowej. Bilans

zmian położenia linii brzegowej na NW od portu jest dodatni, na SE od falochronów jest

ujemny (Zawadzka 1999, Łęczyński 2009).

Celem pracy była ocena zmian, jakie zaszły w strefie brzegowej w latach 1996-2011.

Badania wykonano dla odcinka brzegu o długości 3800 m rozciągającego się na NW i SE

od portu we Władysławowie, między 124,2 do 125,80 oraz H 0,00 do H 2,20 km brzegu

morskiego według kilometrażu Urzędu Morskiego. Badania przeprowadzono na podstawie

zdjęć lotniczych przy wykorzystaniu technologii GIS. Dokonano pomiarów oraz analizy

różnic w położeniu linii wody oraz grzbietów wałów rew.

Materiały i metody badań

W badaniach posłużono się ośmioma kolorowymi zdjęciami lotniczymi (tab.1).

Tab. 1. Wykorzystane zobrazowania lotnicze

data wykonania zdjęcia źródło zdjęcia

1996.08.09 Centralny Ośrodek Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej


2002.06.21 Google Earth Pro / DigitalGlobe

2007.05.27 Google Earth Pro / DigitalGlobe

2008.06.05 Zumi.pl / TECHMEX SA



2011.04.01 Google Earth / MGGP Areo

Wszystkie zdjęcia lotnicze skonwertowano do cyfrowych obrazów rastrowych. Poddano

je obróbce w programie PHOTO-PAINT 12 firmy Corel Corporation. Następnie zostały

kolejno rejestrowane w układach współrzędnych geograficznych w korzystającym

z technologii GIS programie MapInfo Professional 10.5 firmy MapInfo Corporation.

Wskazywany przez program MapInfo błąd rejestracji dla żadnego punktu nie przekroczył

6 pikseli. Przeciętny błąd rejestracji zdjęć wyniósł 2 piksele, przy czym dla części zdjęć


___________________________________________________________________________________________________

112

był równy 0. Na tak przygotowanych zdjęciach, w programie MapInfo Professional 10.5,

dla każdego zobrazowania wyrysowano przebieg linii wody a także linie grzbietowe

widocznych na zdjęciach rew. Nałożenie na siebie wszystkich warstw dało obraz różnic

położenia badanych elementów w odstępach czasu między wykonaniem kolejnych zdjęć.

Ze względu na charakter zmian położenia linii brzegowej, obszar badań podzielono

na 4 odcinki: A i B leżące na NW od Portu Władysławowo oraz C i D na SE od niego.

Następnie w MapInfo dokonano pomiarów rzeczywistej wielkości zmian położenia linii wody

i grzbietów rew. Uwzględniono stany i poziomy morza dla okresu 14 dni poprzedzających

wykonanie każdego zdjęcia.

Wyniki

Część północno-zachodna to fragment brzegu o długości 900 m, leżący na NW od Portu

Władysławowo. Ze względu na zmienność położenia linii brzegowej podzielony został

na dwa fragmenty. Odcinek A ma długość 480 metrów. Odcinek B, leżący pomiędzy

odcinkiem A, a znajdującym się na NW od niego portem we Władysławowie, ma długość

420 metrów.

Odcinek A. Rozpatrując bilans zmian na przestrzeni 14 lat zauważyć można,

iż wykazuje on dodatnie wartości. Jednak występujące okresowo cofanie się linii brzegowej

jest na tyle silne, że w krótszych odstępach czasu bilans zmian przyjmuje wartości ujemne.

Na podstawie przeprowadzonych pomiarów dla wszystkich punktów odcinka A odcinek ten

należy uznać za stabilny o średnim bilansie 0 do +0,1 m/rok z wielolecia 1996-2011.

Odcinek B. Nałożenie na siebie położenia linii wody zarejestrowanego na wszystkich

analizowanych zdjęciach lotniczych dało wyraźny i jednoznaczny obraz akumulacji

zachodzącej na odcinku B. Linie wody układają się chronologicznie przesuwając w kierunku

morza. Plaża regularnie powiększa swoją powierzchnię. Średnie roczne tempo zmian

dla wszystkich punktów pomiarowych jest dodatnie. Dla B2 najmniejsze, wynosi +0,9 m/rok,

dla Fal1 największe, wynosi +5,5 m/rok. Przeciętne tempo zmian dla fragmentów od punktu

A6 do B4 oscyluje w granicach od +1,2 m/rok do +1,6 m/rok (ryc.1).

Ryc. 1. Średnie tempo zmian położenia linii wody na odcinku NW w latach 1996-2011


___________________________________________________________________________________________________

113

Położenie grzbietów rewy I i II na odcinkach A i B jest praktycznie niezmienne. Rewy

wraz ze zbliżaniem się do portu zbliżają się również do plaży.

Część południowo-wschodnia to fragment brzegu o łącznej długości około 2600 m.

Leży na SE od Portu we Władysławowie. Po wstępnej analizie zmian położenia linii wody

na wszystkich zdjęciach lotniczych, ze względu na zmienność położenia linii brzegowej,

podzielono go na dwa fragmenty. Odcinek C ma długość 315 metrów. Zaczyna się przy

południowo-wschodnim falochronie portu we Władysławowie i kończy w okolicy północno-

zachodniego fragmentu ogrodzenia Elektrociepłowni Energobaltic. Odcinek D ma długość

około 2285 m i leży pomiędzy odcinkiem C i południowo-wschodnią granicą obszaru badań.

Odcinek C. Podobnie, jak w przypadku odcinka B, nałożenie na siebie przebiegów linii

wody z różnych lat dało wyraźny obraz zachodzącej akumulacji. Najwyższe dodatnie

wartości zmian występują w jego NW części. Wartości te maleją wraz z przesuwaniem się

na południowy-wschód. Średnia roczna zmiana położenia linii wody na granicy plaży

i falochronu wynosi +4,7 m i jest największą na badanym odcinku. Przeciętnie rocznie linia

wody na odcinku C1-C2 przesuwa się w kierunku morza o 2,6 m, ale na odcinku C3-C4 już

tylko o 0,6 m (ryc.2).

Odcinek D. Od 1989 roku jest sztucznie zasilany materiałem pobieranym z dna.

Wynikiem, na który zwrócono szczególną uwagę, była wartość -34 m dla punktu D4 w czasie

od 1996.08.09 do 1997.09.26. Na zdjęciu z 1996 roku widać świeżo poszerzoną po refulacji

plażę. Na fotografii wykonanej zaledwie 14 miesięcy później przedstawia plażę zniszczoną po

sztormie. Zmiana dla tego okresu dla całego analizowanego odcinka wyniosła -29,1 m. Daje

to obraz intensywności zachodzącej w tym miejscu abrazji. Podczas pomiarów na kolejnych

zdjęciach uzyskano liczne wartości ujemne, które jednak, ze względu na regularnie

przeprowadzane na tym odcinku brzegu prace refulacyjne, trudno obiektywnie ocenić pod

kątem zmian brzegu i nie można wskazać poprawnego średniego tempa zmian w latach 1996-

2011 (ryc.2).

Ryc. 2. Średnie tempo zmian położenia linii wody na odcinku SE w latach 1996-2011

Sztuczne zasilanie okazuje się w miarę skuteczną metodą ochrony dla tego odcinka

brzegu. Świadczy o tym przede wszystkim położenie linii wody, które nie uległo znaczącemu

cofnięciu mimo intensywnej abrazji. Regularne odbudowywanie plaży pozwala zniwelować


___________________________________________________________________________________________________

114

straty w bilansie materiału skalnego powstałe w skutek sztormów. Tym samym odtworzone

elementy morfologiczne strefy brzegowej stanowią skuteczną ochronę przed abrazją. Nie jest

jednak ona trwała i wymaga regularnego powtarzania ze względu na zauważalny deficyt

osadów na dnie przybrzeża.

Położenie I i II rewy jest bardzo zróżnicowane. Pofalowany przebieg linii grzbietów rew

w rejonie portu we Władysławowie, szczególnie po jego południowo-wschodniej stronie,

jest efektem odbić oraz nakładania się fal w rejonie falochronów portowych. Powstaje

w tym miejscu złożony układ prądów. W odległości około 500 m od portu II rewa zanika

co jest spowodowane deficytem osadów. Pojawia się dopiero w połowie długości odcinka

D i stopniowo oddala się od brzegu.

Bibliografia:

Łęczyński L., 2009: Morfolitodynamika przybrzeża Półwyspu Helskiego, Wyd. UG, Gdańsk.

Zawadzka-Kahlau E., 1999: Tendencje rozwojowe polskich brzegów Bałtyku południowego, GTN,

Gdańsk.


___________________________________________________________________________________________________

115

Kazimierz Szefler

Instytut Morski w Gdańsku

Łukasz Sławik

MGGP Aero Sp. Z o.o.

Zastosowanie metod hydroakustycznych i laserowych w badaniach strefy

brzegowej Morza Bałtyckiego

Instytut Morski w Gdańsku wspólnie z MGGP Aero Sp. z o.o. realizuje projekt

„Monitoring strefy brzegowej południowego Bałtyku w granicy administracyjnej Urzędu

Morskiego w Słupsku”. Badanie obejmuje 170km strefy brzegowej (od km 175,4 – 345,4).

W zakres prac wchodzi wykonanie terenowych badań strefy brzegowej poczynając od

zaplecza wydmy poprzez plażę i przybrzeże (do głębokości ~15m). Monitoring obejmuje

wykonanie terenowych pomiarów:

a) batymetrycznych (sondą wielowiązkową i jednowiązkową)

b) geofizycznych (sonarem bocznym)

c) geofizycznych pomiarów uzupełniających (RTK, GPS lub stacje tachimetryczne)

d) pobór i opracowanie prób osadów powierzchniowych w strefie brzegowej (wydma, plaża,

przybrzeże)

e) wykonanie terenowych pomiarów topograficznych lotniczych (dwukrotny nalot -

jesienny i wiosenny) – skaning laserowy

Technologia Lotniczego Skaningu Laserowego polega na rejestracji danych

przestrzennych urządzeniem skanującym, zamontowanym na pokładzie samolotu, poprzez

emisje sygnału laserowego, a następnie rejestrację jego odbicia z częstotliwością kilkuset

tysięcy pomiarów na sekundę. Podstawowym produktem pracy skanera laserowego jest

numeryczny zapis współrzędnych X,Y,Z punktów odbicia tzw. chmura punktów. Jeden

impuls lasera pozwala wydzielić i zarejestrować szereg odbić pochodnych (rejestracja

skanerem typu Full Waveform). Jeżeli sygnał trafia na obszar np. zadrzewiony, to pierwsze

odbicie następuje od korony drzewa, a kolejne od następnych napotkanych przeszkód tj. liści,

gałęzi, podszytu, powierzchni gruntu. Skaner rejestruje odbicia pochodne do momentu

całkowitego wytracenia ich energii. Dzięki tej właściwości, wiązka impulsu laserowego może

pozyskać informacje o strukturze pionowej i wysokości form pokrycia terenu, na podstawie

której można wyznaczyć Numerycznego Modelu Pokrycia Terenu (NMPT) oraz eliminując

wpływ pokrycia terenu, precyzyjnie odwzorować teren zapisując go do postaci

Numerycznego Modelu Terenu (NMT). Powyższe cechy pozwalają na zastosowanie danych

pozyskanych Technologia Lotniczego Skaningu Laserowego do badania i monitoringu

przyrody ożywionej i nieożywionej.


___________________________________________________________________________________________________

116

Ryc. 1. Ortofotomapa Lotnicza (Słowiński Park Narodowy)

Ryc. 2. Numeryczny Model Pokrycia Terenu (Słowiński Park Narodowy)

Ryc. 3. Numeryczny Model Terenu (Słowiński Park Narodowy) rejestracja pomiaru listopad 2009


___________________________________________________________________________________________________

117

Ryc. 4. Numeryczny Model Terenu (Słowiński Park Narodowy) rejestracja pomiaru listopad 2011

Ryc. 5. Różnicowy Numeryczny Model Terenu 2011-2009

Użycie nowoczesnej aparatury w znacznej mierze przyspieszy prace badawcze oraz

pozwoli na precyzyjne opracowanie elementów wskaźnikowych: przekroju brzegu i strefy

brzegowej, erozji brzegu i przybrzeża oraz deficytu osadów w strefie brzegowej. Wskaźniki

te zostały opracowane dzięki aktualnym oraz archiwalnym (z lat 2004-2009) danym

pomiarowym.


___________________________________________________________________________________________________

118

Jacek Tylkowski




Charakterystyka statystycznych parametrów temperatury powietrza i

opadów atmosferycznych w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej

Współczesne funkcjonowanie geoekosystemów morskiej strefy brzegowej warunkowane

jest głównie zmiennością warunków pogodowych. Dynamika elementów pogody

w znacznym stopniu wpływa na intensywność oraz sezonowość i cykliczność procesów

zachodzących w środowisku geograficznym. Zmienność czasowa i przestrzenna warunków

termiczno-opadowych decyduje o tendencjach przemian nadmorskiego środowiska

przyrodniczego. Ekstremalne zjawiska i procesy meteorologiczne stanowić mogą główny

czynnik zaburzający funkcjonowanie geoekosystemów wybrzeży morskich.

Główny cel opracowania dotyczy określenia parametrów statystycznych termiczno-

opadowych właściwości klimatu strefy brzegowej Zatoki Pomorskiej, w oparciu o wieloletnie

serie pomiarów meteorologicznych, które wykonywano w okresie 1966-2009 na stacjach

meteorologicznych w Świnoujściu, Dziwnowie i Kołobrzegu. Polska strefa brzegowa Zatoki

Pomorskiej obejmuje obszar od Świnoujścia do Gąsek, w ramach którego występują 3 główne

jednostki fizycznogeograficzne (Kondracki 2000): Wyspy Uznam i Wolin (Stacja IMGW

w Świnoujściu), Wybrzeże Trzebiatowskie (Stacja IMGW w Dziwnowie) i Wybrzeże

Słowińskie (Stacja IMGW w Kołobrzegu). Nad Zatoką Pomorską przeważa piaszczysty brzeg

wydmowy, jednakże występują również odcinki klifowe: Woliński, Niechorze-Łukęcin

i Kołobrzeg-Sarbinowo (Subotowicz 1982). Prezentowana w pracy analiza statystyczna

warunków termicznych i opadowych odnosi się jedynie do niskiego brzegu wydmowego

(poniżej 8 m n.p.m), na którym zlokalizowane są stacje meteorologiczne (ryc. 1).

Ryc. 1. Lokalizacja stacji meteorologicznych w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej (Kondracki 2000 -

zmienione)

W opracowaniu dokonano opisu statystycznych miar położenia, zmienności oraz

asymetrii i koncentracji średniej dobowej temperatury powietrza oraz dobowej sumy opadów

http://pl.wikipedia.org/wiki/Uznam

http://pl.wikipedia.org/wiki/Wolin_(wyspa)

http://pl.wikipedia.org/wiki/Wybrze%C5%BCe_Trzebiatowskie

http://pl.wikipedia.org/wiki/Wybrze%C5%BCe_S%C5%82owi%C5%84skie

http://pl.wikipedia.org/wiki/Wybrze%C5%BCe_S%C5%82owi%C5%84skie


___________________________________________________________________________________________________

119

atmosferycznych. Celem analizy miar położenia elementów pogody było określenie

ich przeciętnego poziomu i rozmieszczenia. Wśród miar położenia określono wartość średnią

arytmetyczną x, wartość modalną Mo oraz kwartyle Q1, Me, Q3. Statystyczne miary

zmienności elementów pogody dotyczyły wyznaczenia wartości rozstępu R=xmax-xmin,

wariancji s2 i odchylenia standardowego s. Dla porównania przestrzennej zmienności

elementów pogody w Świnoujściu, Dziwnowie i Kołobrzegu zastosowano współczynnik

zmienności V=s/x∙100%. Wyznaczono również miary asymetrii (skośność As) i koncentracji

(kurtoza K). Ponadto przedstawiono ilość i wartości przypadków odstających od normy

(wartości ± 1,5 H, gdzie H=Q3-Q1) i ekstremalnych (wartości ± 3 H, gdzie H=Q3-Q1).

Temperatura powietrza

Średnia roczna temperatura powietrza w Świnoujściu za okres 1966-2009 wyniosła

8,6oC. Rozstęp średniej rocznej temperatury powietrza wynosił 3,3

oC - od 6,9

oC w 1996 roku

do 9,9oC w 2007 roku. Pod względem wartości ekstremalnych absolutne minimum

temperatury powietrza o wartości -20,4oC zaobserwowano 10 stycznia 1985 roku a absolutne

maksimum 37,4oC 1 sierpnia 1994 roku. Wartość absolutnej amplitudy temperatura powietrza

w Świnoujściu wyniosła zatem 57,8oC.

Średnia roczna temperatura powietrza w Dziwnowie była identyczna jak w Świnoujściu

8,6oC. Zakres zmienności średniej rocznej temperatury wynosił od 7,0

oC w 1969 roku

do 10,0oC w 1990 roku. Absolutne minimum temperatury powietrza o wartości -20,1

oC

zaobserwowano 23 stycznia 2006 roku a absolutną wartość maksimum odnotowano

10 sierpnia 1992 roku i wyniosła ona 37,4oC. Wartość absolutnej amplitudy temperatura

powietrza w Dziwnowie była nieznacznie niższa niż w Świnoujściu i wyniosła 57,5oC.

Najniższa średnia roczna temperatura powietrza w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej

była w Kołobrzegu i wyniosła 8,3oC. Maksymalną średnią roczną temperaturę powietrza

o wartości 9,8oC zanotowano w 1990 roku. Natomiast minimalna średnia roczna temperatura

powietrza o wartości 6,6oC wystąpiła w 1969 roku. Rozstęp absolutnych wartości

maksymalnej i minimalnej dobowej temperatury powietrza wynosi 58,2oC - od -20,2

oC

w dniu 11 stycznia 1987 roku do 38,0oC w dniu 10 sierpnia 1992 roku.

Szczegółową charakterystykę właściwości statystycznych średniej dobowej temperatury

powietrza przedstawiono w tabeli 1. Wskazane miary przedstawiają zróżnicowanie położenia,

zmienności oraz asymetrii i koncentracji temperatury powietrza w strefie brzegowej Zatoki

Pomorskiej w okresie 1966-2009.

Zachodnia część badanego odcinka wybrzeża Zatoki Pomorskiej jest nieznacznie

cieplejsza niż jej wschodni odcinek. W Świnoujściu i Dziwnowie średnia roczna temperatura

powietrza jest wyższa o 0,2oC niż w Kołobrzegu. Mediana średniej dobowej temperatury

powietrza zwiększa się w kierunku zachodnim wybrzeża i wynosi ona od 8,2oC w Kołobrzegu

do 8,5oC w Świnoujściu. Wartości ekstremalne średniej dobowej temperatury powietrza na

całym odcinku są bardzo zbliżone o czym świadczy amplituda rozstępu wynosząca 1,5oC.

O małym zróżnicowaniu termicznym strefy brzegowej Zatoki Pomorskiej świadczą również


___________________________________________________________________________________________________

120

zbliżone wartości wariancji i odchylenia standardowego. Relatywnie największa zmienność

temperatury powietrza występuje w Kołobrzegu (współczynnik zmienności 84,8)

a najmniejsza w Świnoujściu (współczynnik zmienności 83,2). Rozkład średniej dobowej

temperatura powietrza w strefie brzegowej posiada małą asymetrię lewostronną, gdzie

wartość modalna i mediana jest większa niż średnia arytmetyczna. Rozkład platykurtyczny

kurtozy świadczy o dużym spłaszczeniu i małej koncentracji wartości temperatury powietrza

wokół wartości średniej arytmetycznej.

Tab. 1. Statystyki opisowe średniej dobowej temperatury powietrza [oC] w Świnoujściu, Dziwnowie

i Kołobrzegu w okresie 1966-2009

Miara statystyczna Świnoujście Dziwnów Kołobrzeg

Średnia 8,6 8,6 8,3

Ufność -95% 8,5 8,5 8,2

Ufność 95% 8,7 8,7 8,4

Mediana 8,5 8,3 8,2

Moda Wielokr. 3,9 14,6

Liczność - Mody 98 120 102

Minimum -16,5 -17,7 -16,5

Maksimum 27,7 27,5 27,2

Dolny - Kwartyl. 3,0 2,9 3,0

Górny - Kwartyl. 14,6 14,8 14,3

Rozstęp 44,2 45,2 43,7

Wariancja 51,0 51,4 49,9

Odchylenie standardowe 7,1 7,2 7,1

Współczynnik zmienności 83,2 83,6 84,8

Skośność -0,14 -0,12 -0,18

Kurtoza -0,70 -0,74 -0,64

Charakterystykę wartości odstających i ekstremalnych średniej dobowej temperatury

powietrza w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej w okresie 1966-2009 przedstawiono

na rycinie 2. Cechą charakterystyczną jest wzrost ilości przypadków odstających w kierunku

wschodnim wybrzeża. Najwięcej przypadków odstających notowanych jest w Kołobrzegu

a najmniej w Świnoujściu. Powyższa prawidłowość świadczy o względnie większych

kontrastach termicznych w części wschodniej wybrzeża Zatoki Pomorskiej. Przypadki

odstające notowane są jedynie dla temperatury powietrza poniżej wartości normalnych,

np. w Kołobrzegu dla Tśr.<-13,9oC a dla Świnoujścia Tśr.<-14,1

oC. Dla wybrzeża Zatoki

Pomorskiej nie notowano przypadków ekstremalnych w zakresie średniej dobowej

temperatury powietrza, co w znacznej mierze jest efektem łagodnego termicznie klimatu

strefy brzegowej Bałtyku.


___________________________________________________________________________________________________

121

Mediana = 8,5

25%-75%

= (3, 14,6)

Zakres

nieodstających

= (-14,1, 27,7)

Odstające

Ekstremalne-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30Ś

win

ou

jście

Mediana = 8,3

25%-75%

= (2,9, 14,8)

Zakres

nieodstających

= (-14,9, 27,5)

Odstające

Ekstremalne-20

-10

0

10

20

30

Dziw

nó

w

Mediana = 8,2

25%-75%

= (3, 14,3)

Zakres

nieodstających

= (-13,9, 27,2)

Odstające

Ekstremalne-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

20

25

30

Ko

łob

rze

g

Ryc. 2. Wartości odstające i ekstremalne średniej dobowej temperatury powietrza [oC] w Świnoujściu,

Dziwnowie i Kołobrzegu w okresie 1966-2009

Opady atmosferyczne

Średnia roczna suma opadów atmosferycznych w okresie 1966-2009 w Świnoujściu

wyniosła 535,7 mm. Najniższą sumę opadów 370,6 mm zanotowano w 1989 roku

a najwyższą 724,8 mm w 1970 roku. Roczny wskaźnik nieregularności opadów Pmax/Pmin

wynosi 2,0. Przeciętnie w ciągu roku w Świnoujściu występuje 170 dni z opadem

atmosferycznym. Absolutną maksymalną dobową sumę opadów atmosferycznych

odnotowano 29 sierpnia 1969 roku i wyniosła ona 58,7 mm.

Średnia roczna suma opadów atmosferycznych w Dziwnowie była wyższa niż

w Świnoujściu i wyniosła 584,7 mm. Najniższą sumę opadów 359,6 mm zanotowano

w 1975 roku, a najwyższą 813,9 mm w 2007 roku. Roczny wskaźnik nieregularności opadów

wynosi 2,3. Średnio w ciągu roku w Dziwnowie występują 173 dni z opadem


odnotowano 16 lipca 1995 roku i wyniosła ona 66,4 mm.

Najwyższa średnia roczna suma opadów atmosferycznych w strefie brzegowej Zatoki

Pomorskiej była najwyższa w Kołobrzegu i wyniosła 649,4 mm. Rozrzut średniej rocznej

sumy opadów w Kołobrzegu wynosił 450,4 mm. Najniższą sumę opadów o wartości

419,5 mm zanotowano w 1975 roku. Najwyższą wartość rocznej sumy opadów

atmosferycznych 869,9 mm zanotowano w 2002 roku. Roczny wskaźnik nieregularności

opadów wynosi 2,1. Przeważnie w Kołobrzegu w ciągu roku występuje 181 dni z opadem


odnotowano 9 lipca 1996 roku i wyniosła ona 85,2 mm.

Szczegółową charakterystykę właściwości statystycznych dobowych sum opadów

atmosferycznych przedstawiono w tabeli 2. Wskazane miary przedstawiają zróżnicowanie


___________________________________________________________________________________________________

122

położenia, zmienności oraz asymetrii i koncentracji opadów atmosferycznych

w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej w okresie 1966-2009.

Wydajność dobowa opadów atmosferycznych nieznacznie zwiększa się w kierunku

wschodnim wybrzeża Zatoki Pomorskiej. W Świnoujściu średnia dobowa suma opadów

atmosferycznych wynosi 3,2 mm, w Dziwnowie 3,4 mm a w Kołobrzegu 3,6 mm. Wartości

mediany są również zbliżone, jej amplituda wynosi 0,2 mm. Najczęściej występują opady

o bardzo niskiej wydajności o czym świadczy wartość modalna wynosząca 0,1 mm. Dobowa

wydajność opadów zwiększa się w kierunku wschodnim, w Kołobrzegu maksymalny opad

dobowy wynosił 85,2 mm a w Świnoujściu był znacznie niższy 58,7 mm. Opady w części

zachodniej odznaczają się mniejszą zmiennością. Największa zmienność opadów

atmosferycznych występuje w Kołobrzegu (współczynnik zmienności 146,4) a najmniejsza

w Świnoujściu (współczynnik zmienności 140,7). Rozkład dobowej sumy opadów

atmosferycznych w strefie brzegowej posiada wyraźną asymetrię prawostronną, gdzie wartość

modalna i mediana jest znacznie niższa niż średnia arytmetyczna. Wysmukły rozkład

leptokurtyczny kurtozy świadczy o małym spłaszczeniu i dużej koncentracji wartości opadów

wokół wartości średniej arytmetycznej.

Tab. 2. Statystyki opisowe dobowej sumy opadów atmosferycznych [mm] w Świnoujściu, Dziwnowie

i Kołobrzegu w okresie 1966-2009

Miara statystyczna Świnoujście Dziwnów Kołobrzeg

Średnia 3,2 3,4 3,6

Ufność -95% 3,0 3,3 3,5

Ufność 95% 3,3 3,5 3,7

Mediana 1,6 1,7 1,8

Moda 0,1 0,1 0,1

Liczność - Mody 590,0 583,0 549,0

Minimum 0,1 0,1 0,1

Maksimum 58,7 66,4 85,2

Dolny - Kwartyl. 0,5 0,5 0,6

Górny - Kwartyl. 4,0 4,5 4,5

Rozstęp 58,6 66,3 85,1

Wariancja 19,7 23,8 27,6

Odchylenie standardowe 4,4 4,9 5,3

Współczynnik zmienności 140,7 144,1 146,4

Skośność 3,6 4,2 4,1

Kurtoza 21,8 31,0 28,9

Charakterystykę wartości odstających i ekstremalnych dobowej sumy opadów

atmosferycznych w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej w okresie 1966-2009 przedstawiono

na rycinie 3.


___________________________________________________________________________________________________

123

Mediana = 1,6

25%-75%

= (0,5, 4)

Zakres

nieodstających

= (0,1, 9,2)

Odstające

Ekstremalne-10

0

10

20

30

40

50

60

70Ś

win

ou

jście

Mediana = 1,7

25%-75%

= (0,5, 4,5)

Zakres

nieodstających

= (0,1, 10,5)

Odstające

Ekstremalne-10

0

10

20

30

40

50

60

70

Dziw

nó

w

Mediana = 1,8

25%-75%

= (0,6, 4,5)

Zakres

nieodstających

= (0,1, 9,9)

Odstające

Ekstremalne-10

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

Ko

łob

rze

g

Ryc. 3. Wartości odstające i ekstremalne dobowej sumy opadów atmosferycznych [mm] w Świnoujściu,

Dziwnowie i Kołobrzegu w okresie 1966-2009

Dla badanego odcinka strefy brzegowej Zatoki Pomorskiej notowana jest zbliżona ilość

przypadków odstających i ekstremalnych w zakresie dobowych sum opadu atmosferycznego.

Przypadki odstające dobowej sumy opadów określają następujące wartości progowe:

w Świnoujściu P>9,2 mm, w Dziwnowie P>10,5 mm a w Kołobrzegu dla P>9,9 mm.

Natomiast ekstremalna wartość progowa dobowych opadów najwyższa jest w Dziwnowie

16,5 mm a najniższa w Świnoujściu 14,5 mm.

Przedstawiona charakterystyka statystycznych właściwości termiczno-opadowych strefy

brzegowej Zatoki Pomorskiej stanowi wstępne opracowanie służące określeniu

prawdopodobieństwa występowania elementów pogody oraz ich estymacji i weryfikacji

hipotez statystycznych.

Bibliografia:

Kondracki J., 2000: Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN Warszawa

Subotowicz W., 1982: Litodynamika brzegów klifowych wybrzeża Polski. Wyd. PAN Wrocław.

Tylkowski J., 2012: Zmienność czasowa i przestrzenna warunków termiczno-opadowych strefy

brzegowej Zatoki Pomorskiej. Kostrzewski A., Szpikowski J., (red). Zintegrowany Monitoring

Środowiska Przyrodniczego. Funkcjonowanie geoekosystemów w różnych strefach

krajobrazowych. Vol. XXIX. Biblioteka Monitoringu Środowiska. SG UAM: 209-219.


___________________________________________________________________________________________________

124

Marcin Winowski



Wybrane przejawy funkcjonowania zerw klifowych (wyspa Wolin)

W okresie postępujących zmian klimatycznych (Starkel, Kundzewicz 2008) obserwuje

się wyraźny wzrost częstotliwości występowania ekstremalnych zdarzeń

hydro-meteorologicznych oraz geomorfologicznych. Sytuacja taka z naukowego punktu

widzenia staje się wyjątkowo ważna w badaniach funkcjonowania czułych geoekosystemów

jakimi są niewątpliwie wybrzeża morskie. Coraz częściej poruszane są problemy

katastrofalnych zniszczeń brzegowych wywołanych m.in. procesami osuwiskowymi

(Kostrzewski 1997; Kostrzewski, Zwoliński 1997; Kostrzewski i in. 2009; Subotowicz 2000,

2003; Winowski 2008, 2009). W efekcie działania tych procesów powstają zespoły form

stokowych, wśród których na szczególną uwagę zasługują zerwy (Galon 1972, 1979;

Kostrzewski, Zwoliński 1987; Pulinowa 1972; Winowski 2009). Powstawanie tego rodzaju

osuwisk (Margielewski 2004; Varnes 1978; Zabuski i in.1999) stanowi poważne zagrożenie

nie tylko dla infrastruktury ale także życia ludzi zamieszkujących tereny nadmorskie.

Ze względu na stale rosnące zagrożenie dla polskiego wybrzeża, bardzo cennymi okazują

się szczegółowe studia dotyczące genezy oraz mechaniki procesów osuwiskowych. Z uwagi

na to na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin przeprowadzone zostały badania, których

zasadniczym celem było określenie zmienności morfologicznej zerw oraz przedstawienia

etapów ich rozwoju.

Badania zostały przeprowadzone na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin,

w pasie położonym pomiędzy Białą Górą a Grodnem (ryc. 1). W trakcie badań pilotażowych

skartowane zostały wszystkie formy osuwiskowe występujące na badanym odcinku klifu,

które w oparciu o typologię International Geotechnical Societes’ UNESCO Working Party

on World Landslide Inventory zaklasyfikowane zostały jako zerwy. Do badań szczegółowych

wytypowane zostały cztery z nich. Głównymi kryteriami doboru obiektów badawczych były:

zróżnicowanie morfologiczne i morfometryczne, odmienny etap rozwoju i różne stany

aktywności zerw. Przyjęte kryteria umożliwiły wytypowanie form cechujących

się wystarczającą reprezentatywnością dla realizacji założonego problemu badawczego.

Dla scharakteryzowania zmienności morfologicznej zerw zaplanowany został trzyletni okres

obserwacyjny (2006-2009), w trakcie którego przeprowadzone zostały: kartowanie

morfologiczne, litologiczne, geotechniczne, krenologiczne, dendrochronologiczne a także

pomiary dynamiki zerw oraz rejestracja warunków mareograficznych i meteorologicznych.


___________________________________________________________________________________________________

125


Przeprowadzone badania wykazały, iż badane zerwy charakteryzują się dużym

zróżnicowaniem morfologicznym. W ich obrębie zaznaczone są ostro zarysowane linie

oderwania o charakterystycznym przebiegu amfiteatralnym. Wielkość badanych form wahała

się w przedziale od 100 m2 do prawie 20 000 m

2.

Pomimo dużego zróżnicowania litologicznego utworów budujących wolińskie klify

badane zerwy wykształcone zostały głównie we względnie jednorodnych osadach

piaszczystych zalegających na plastycznych pokładach gliny morenowej.

Przeprowadzone kartowania krenologiczne wykazały, iż dużą rolę w intensyfikacji

procesów osuwiskowych odgrywają wypływy klifowe związane głównie z intensywnymi

opadami atmosferycznymi. Zawartość wody w ośrodku gruntowym przyczynia

się bezpośrednio do osłabienia cech odpornościowych osadów budujących klif, co w efekcie

przyczynia się do zwiększenia zagrożenia osuwiskowego.

Badania geotechniczne dowiodły, iż obszarem najbardziej podatnym na oddziaływanie

czynników erozyjnych jest obszar przykrawędziowy klifu. Przejawem tej tendencji

jest powszechne występowanie zerw krawędziowych. Właściwości geotechniczne osadów

budujących zerwy są zróżnicowane przestrzennie, jednak obserwuje się tendencję osłabiania

cech odpornościowych w strefie krawędziowej klifu. W procesie osuwania zerw dochodzi

do rozluźnienia osadów oraz zmniejszenia ich odporności na ścinanie. Efektem tego procesu

jest zwiększona podatność na procesy erozyjne. Zachodzi więc tutaj zjawisko sprzężenia

zwrotnego dodatniego doprowadzającego do coraz szybszej degradacji zerw.


___________________________________________________________________________________________________

126

Dla określenia zmienności morfologicznej badanych form niezwykle ważnym etapem

prac było określenie ich genezy. Cel ten osiągnięty został poprzez wyznaczenie dat powstania

zerw oraz skorelowania ich z panującymi wówczas warunkami hydrometeorologicznymi.

W efekcie tego określone zostały zerwy o genezie sztormowej i opadowej. Miało to bardzo

duże znaczenie dla wyznaczenia wartości progowych inicjacji oraz intensyfikacji procesów

osuwiskowych. Dla ostatnich czterdziestu lat wyróżniono dziewięć epizodów sztormowych

i sześć epizodów opadowych, których parametry hydrometeorologiczne spełniały kryteria

wydzielonych wartości progowych. Ekstremalne wezbrania sztormowe występowały średnio

co średnio co trzy lata i osiem miesięcy, zaś ekstremalne opady atmosferyczne średnio co pięć

lat i trzy miesiące. Należy przy tym zwrócić uwagę, iż na przestrzeni ostatnich czterech dekad

częstotliwość tych zdarzeń wzrosła aż trzykrotnie.

W oparciu o analizę warunków hydrometeorologicznych wyznaczone zostały także

sezony morfogenetyczne dynamiki zerw Najbardziej sprzyjające warunki hydrodynamiczne

dla uruchomienia procesów osuwiskowych występują w okresie od 2 listopada do 15 lutego.

Natomiast w przypadku opadów atmosferycznych najwyższe prawdopodobieństwo

zaistnienia procesu osuwiskowego występuje w okresie od 10 czerwca do 19 lipca. Ponadto

ustalono, iż przypadki najbardziej optymalnej aktywności erozji wodnej i abrazyjnej nigdy nie

występują razem. W ciągu roku istnieje jednak jeden okres, który cechuje się szczególną

aktywnością warunków hydrometeorologicznych i występuje on od 2 listopada do 31 grudnia.

W okresie badawczym 2006-2009 obserwowane zerwy nie wykazały zwiększonej

aktywności. Jedyne przejawy dynamiki wystąpiły w efekcie ekstremalnych spiętrzeń

sztormowych w listopadzie 2006 roku oraz po wystąpieniu intensywnych opadów

atmosferycznych w kwietniu 2008 roku. Wartość przemieszczenia zerw wahała się wówczas

w przedziale 0,3m - 1,5m,

Przeprowadzone badania wykazały, iż zmienność morfologiczna badanych zerw cechuje

się wyraźną etapowością. W trakcie ewolucji zerwy przechodzą przez trzy fazy rozwoju:

inicjacji, transportu i degradacji. Czas trwania poszczególnych faz warunkowany jest skalą

i natężeniem procesów morfogenetycznych. Na badanym odcinku klifu zaobserwowano

zerwy znajdujące się we wszystkich stadiach rozwoju,

Zerwy przechodząc przez wszystkie fazy zamykają pełen cykl rozwoju. Czas trwania

cykli warunkowany jest głównie natężeniem czynników erozyjnych i podatnością ośrodka

gruntowego na procesy niszczące. W efekcie postępujących po sobie cykli rozwojowych zerw

dochodzi do sukcesywnego cofania brzegu klifowego

Mając na uwadze bardzo złożony charakter procesów brzegowych, należy stwierdzić

iż przeprowadzone badania i sformułowane prawidłowości należy w przyszłości wzbogacić

o badania stoku podwodnego i dokładnie scharakteryzować jego wpływ na rozwój wolińskich

klifów. Ponadto przy wykorzystaniu specjalistycznej aparatury laboratoryjnej należało

by bliżej określić cechy geotechniczne osadów budujących klify oraz przedstawić dokładną

ocenę ich predyspozycji do wystąpienia procesów osuwiskowych.


___________________________________________________________________________________________________

127

Bibliografia:

Galon R., 1972: Formy powierzchni Ziemi – zarys geomorfologii. WSIP.

Galon R., 1979: Geomorfologia Polski, cz. 2. PWN

Kostrzewski A., 1997: Geomorfologiczne skutki gwałtownego sztormu na wybrzeżu klifowym Wyspy

Wolin (jesień 1995). W: Kostrzewski A., Jakuczun B. (red.). Ochrona środowiska przyrodniczego

WPN. Woliński Park Narodowy, Międzyzdroje, s. 55–56.

Kostrzewski A., Zwoliński Z., 1987: Operation and morphologic effects of present-day morphogenetic

processes modelling the cliffed coast of Wolin Island, NW Poland. [w:] International

Geomorphology 1986, part I.

Kostrzewski A., Zwoliński Z., Winowski M., 2009: Procesy ekstremalne na wybrzeżu klifowym

Wyspy Wolin. Materiały konferencyjne: I Ogólnopolska Konferencja Geoekosystem Wybrzeży

Klifowych, Międzyzdroje 2009

Kostrzewski, A., Zwoliński, Zb., 1997: Shoreline dynamics of the cliff coast, Wolin Island , Poland.

Supplementi di Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria, Torino, Suppl. III, Tomo 1: 234.

Margielewski W. 2004: Typy przemieszczeń grawitacyjnych mas skalnych w obrębie form

osuwiskowych polskich Karpat fliszowych. Przegląd Geologiczny vol. 52, nr 7, 2004

Pulinowa M., 1972: Procesy osuwiskowe w środowisku sztucznym i naturalnym. Dokumentacja

geograficzna, z. 4.

Starkel L., Kundzewicz Z. W. 2008: Konsekwencje zmian klimatu dla zagospodarowania

przestrzennego kraju. Nauka, 1. PAN, Warszawa.

Subotowicz W., 2000: Badania geodynamiczne klifów w Polsce i problem zabezpieczenia brzegu

klifowego w Jastrzębiej Górze, Inżynieria Morska i Geotechnika, nr 5/2000.

Subotowicz W., 2003: Osuwiska w rejonie byłego ośrodka wypoczynkowego Horyzont a

problematyka ochrony brzegu klifowego w Jastrzębiej Górze, Inżynieria Morska i Geotechnika, nr

1/2003.

Varnes D.J., 1978: Slope Movement Types and Processes. [in]: Schuster R.L. & Krizek R.J (eds),

Landslides: Analysis and Control. Special Rep. 176. Transportation Research Board, Nat. Acad. of

Science, Waschington.

Winowski M., 2008: Geomorfologiczne skutki tajania pokrywy śniegu na wybrzeżu klifowym wyspy

Wolin. Landform Analysis, 9: 222-225

Winowski M., 2009. Morphological styles of rotational landslides on the cliff coast of the Wolin

island (north-west Poland G). Quaestiones Geographicae 28A/2, Adam Mickiewicz University

Press, Poznań 2009, pp.101

Zabuski L., Thiel K., Bober L., 1999: Osuwiska we fliszu Karpat Polskich. Geologia – Modelowanie -

Obliczenia stateczności. IBW PAN Gdańsk 1999, pp 171.

http://adamv0.republika.pl/www/geologiadownload/pg_2004_07_09a.pdf

http://adamv0.republika.pl/www/geologiadownload/pg_2004_07_09a.pdf


___________________________________________________________________________________________________

128

Bernard Wiśniewski

Akademia Morska w Szczecinie

Instytut Nawigacji Morskiej

Wiekowe zmiany oraz wahania sezonowe i krótkookresowe

poziomu wód Morza Bałtyckiego

Zmiany wiekowe na Bałtyku to głównie udział pionowych ruchów skorupy ziemskiej.

Ich rząd wielkości to +1,0 metr/100 lat w północnej części Zatoki Botnickiej do blisko zero

na wybrzeżu polskim i duńskim. Jeżeli zredukować z danych obserwacyjnych poziomu morza

izostatyczny ruch Skandynawii to średnie roczne poziomy w swym przebiegu wieloletnim

na wszystkich wybrzeżach Bałtyku są podobne.

Sezonowe wahania poziomu wód na różnych stacjach mareograficznych interpretuje się

sezonowością klimatyczną ale można poszukać bardziej pierwotnej przyczyny jaką są roczne,

półroczne i miesięczne składowe siły pływotwórczej Księżyca i Słońca. Oddziaływują one

na atmosferę ziemską jak i na powierzchnię wód Wszechoceanu. Jako, że Bałtyk połączony

jest przewodem hydraulicznym z Atlantykiem poprzez Cieśniny Duńskie to i jego wody

muszą reagować jak Atlantyk Północny na tej szerokości geograficznej (≈ 50°N) na składowe

długookresowe.

Krótkookresowe wahania poziomu wód Morza Bałtyckiego to wezbrania i obniżenia

sztormowe, sejsze i wahania sejszopodobne oraz tsunami o bardzo małym

prawdopodobieństwie ich wystąpienia. Najbardziej znaczące dla ochrony brzegów morskich,

bezpieczeństwa żeglugi i pracy portów są wezbrania i obniżenia sztormowe, których ekstrema

występują zwykle tylko kilka godzin.

Te krótkookresowe wahania sztormowe są wynikiem wystąpienia trzech składowych:

oddziaływania pola wiatrowego powodującego przepływy mas wód w postaci prądu

wiatrowego;

stanu napełnienia akwenu bezpośrednio przed wystąpieniem sytuacji sztormowej;

zniekształcenia powierzchni wód Bałtyku poprzez przemieszczający się intensywny

układ niskiego ciśnienia.

Czynnik pierwotny jest oczywisty ale nie wystarczający aby wytłumaczyć ekstremalne

amplitudy wahań poziomu morza. Czynnik napełnienia akwenu to najczęściej przyjmowanie

jako uśrednienie poziomów wód na wybranych stacjach na danym odcinku wybrzeża

lub w przekroju poprzecznym przez akwen np. Bałtyku Południowego w przekroju

Świnoujście-Ystad. Czynnik trzeci czyli dynamiczne zniekształcenia zwierciadła wód

powierzchniowych pod przemieszczającym się intensywnym niżem barycznym jest

niedoceniany w literaturze przedmiotu i nie jest uwzględniany w dotychczasowych modelach.


___________________________________________________________________________________________________

129

Małgorzata Witak



Przejawy antropopresji zarejestrowane w tafocenozach okrzemkowych

Zatoki Gdańskiej i Zalewu Wiślanego

Prezentowane badania przedstawiają rezultaty części studiów diatomologicznych

obejmujących 7 rdzeni pobranych z dna Zatoki Gdańskiej i 8 z Zalewu Wiślanego. Ich celem

było określenie rozmiarów antropopresji w obu basenach i jej oddziaływania na strukturę

powierzchniowych tafocenoz okrzemkowych. Analiza okrzemkowa została wykonana

zgodnie z metodą Battarbee’go (1986). Zgodnie z procedurą Schrader i Gersonde (1978)

w każdej pobranej próbie osadów zidentyfikowano co najmniej 500 okryw okrzemek.

Na podstawie autekologicznych preferencji, wszystkie gatunki, podgatunki i formy zostały

zaklasyfikowane do następujących grup ekologicznych:

wg. siedliska:

plankton – żyjące w toni wodnej

bentos – rozwijające się na podłożu

wg. zasolenia:

euhaloby - morskie, żyją w wodach o zasoleniu 30-40 PSU

mezohaloby – brakiczne, żyją w wodach o zasoleniu 5-20 PSU

oligohaloby – słodkowodne

halofilne – osiągają optimum przy zasoleniu < 5 PSU

indyferentne – formy euryhalinowe, tolerują niewielkie zasolenie

halofobowe – formy stenohialinowe, rozwijają się tylko w wodach słodkich

wg. odczynu wody:

alkalibionty – żyją tylko w wodach o pH>7

alkalifile – żyją w wodach o pH ok. 7, optimum przy pH > 7

obojętne – żyją w wodach o pH ok. 7

acydofile - żyją w wodach o pH ok. 7, optimum przy pH < 7

acydobionty - żyją w wodach o pH < 7, optimum przy pH < 5,5

wg. trofii:

eutrafenty – żyją w wodach bardzo żyznych

mezo-eutrafenty – żyją w wodach żyznych

mezotrafenty – żyją w wodach o umiarkowanej żyzności

mezo-oligotrafenty – żyją w wodach dość ubogich w składniki pokarmowe

oligotrafenty – żyją w wodach skąpożyznych


___________________________________________________________________________________________________

130

wg. saprobowości (Kolkwitz, Marsson 1908):

polisabroby – żyją w wodach silnie zanieczyszczonych

α-mezosaproby – żyją w wodach średnio zanieczyszczonych

β-mezosaproby – żyją w wodach mniej zanieczyszczonych

oligosaproby – żyją w wodach mało zanieczyszczonych

ksenosaproby – żyją w wodach czystych

Identyfikacji zachowanych taksonów oraz określenia ich ekologicznych preferencji

dokonano w oparciu o następujące publikacje: Hustedt (1927–1966), Cleve-Euler

(1951–1955), Krammer and Lange-Bertalot (1986, 1988, 1991a, 1991b), Pankow (1990),

Denys (1991), Vos and de Wolf (1993), Van Dam et al. (1994).

W oparciu o zmiany składu gatunkowego flory okrzemkowej, frekwencji dominantów

i subdominantów i poszczególnych grup ekologicznych zostały wydzielone poziomy

okrzemkowe (DAZ - diatom assemblage zone). Wydzielone poziomy okrzemkowe poddano

klasteryzacji przy użyciu programu Bray-Curtis similarity (Bray, Curtis 1957, Clarke,

Warwick 1994), czego efektem było zdefiniowanie biofacji okrzemkowych.

Wyniki badań okrzemkowych pozwoliły na wyodrębnienie łącznie 54 poziomów

okrzemkowych, które w wyniku statystycznej obróbki utworzyły dwa zasadnicze klastery,

jeden odnoszący się do jednostek ekologicznych wyróżnionych w osadach Zatoki Gdańskiej,

drugi do jednostek Zalewu Wiślanego. W obu klasterach zdefiniowano po 4 biofacje

okrzemkowe. W grupie odnoszącej się do Zatoki Gdańskiej jedna z biofacji grupuje wszystkie

poziomy reprezentujące antropogeniczne zbiorowiska okrzemek. W drugiej grupie, z Zalewu

Wiślanego, antropogeniczne zbiorowiska są rozmieszczone we wszystkich wyróżnionych

biofacjach.

Silne oddziaływanie antropopresyjne na strukturę flory okrzemkowe jest

udokumentowane w osadach powierzchniowych Zatoki Gdańskiej. Odmienne zbiorowisko

subfosylnych okrzemek tworzy biofację Thalassiosira levanderi – Pauliella taeniata –

Amphora spp. – Cocconeis spp., co świadczy o wysokim stopniu odmienności w stosunku

do flory okrzemkowej występującej w starszych osadach. Biofację wyróżnia relatywnie niska

różnorodność florystyczna, obfitość eutrafentów oraz alfa-mesosaprobowych

i polysaprobobowych okrzemek, reprezentowanych zarówno przez bentos, jak i małych

rozmiarów plankton. Stopień zmian antropogenicznych w strukturze zbiorowisk

okrzemkowych zachowanych w powierzchniowych osadach jest bezpośrednio związany

z odległością od ujścia Wisły.

Zmiany ekologiczne związane z antropopresją są również zarejestrowane we florze

okrzemkowej osadów dna Zalewu Wiślanego. Niemniej, ich odmienność od starszych

tafocenoz jest znacznie mniejsza niż w przypadku Zatoki Gdańskiej, czego skutkiem jest ich

występowanie w kilku biocenozach. Silna redukcja ilości dopływu wód Nogatu w 1915 r.

wskutek budowy tamy spowodowała wzrost roli wód otwartego Bałtyku wpływających

do Zalewy Wiślanego przez cieśninę Bałtyjsk. Odzwierciedleniem tych zmian

hydrologicznych jest wyraźny wzrost udziału euhalobów i mezohalobów w strukturze


___________________________________________________________________________________________________

131

tafocenoz okrzemkowych. Ponadto, z powodu lokalnych czynników, wody południowo-

zachodniej i północno-wschodniej części zalewu są znacznie bardziej zanieczyszczone

niż sektor centralny, co przejawia się wyraźnym wzrostem frekwencji eutafentów

i polysaprobów we florze okrzemkowej

Bibliografia:

Battarbee R. W., 1986: Diatom analysis In: Berglund B. E. (ed.), Handbook of Holocene

palaeoecology and palaeohydrology. John Wiley & Sons Ltd., London.

Bray J.R., Curtis J.T., 1957: An ordination of the upland forest communities of Southern Wisconsin,

Ecological Monographs, 27: 325-347.

Clarke B., Warwick R., 1994: Change in marine communities: an approach to statistical analysis and

interpretation. Plymouth Marine Laboratory.

Cleve-Euler A., 1951-1955: Die Diatomeen von Schweden und Finnland. I-V. Kungliga Svenska

Vetenskapsakademiens Handlingar. 4. Series, 2 (1), 1-163, 3 (3), 1-153, 4 (1), 1-158, 4 (5), 1-254,

5 (4), 1-232.

Denys L., 1991: A check-list of the diatoms in the Holocene deposits of the western Belgian coastal

plan with a survey of their apparent ecological requirements. I. Introduction, ecological code and

complete list. Prof. Paper Belg. Geol. Surv.

Hustedt F., 1927-1966: Die Kieselalgen Deutschlands, Österreichs und der Schweiz 1-3. In: Dr. L.

Rabenhorsts (ed.), Kryptogamenflora von Deutschland, Österreich und der Schweiz 7, Leipzig,

Akademische Verlerlagsbuchhandlung.

Krammer K., Lange-Bertalot H., 1986: Bacillariophyceae 1, Naviculaceae. In: Ettl H., Gerloff J.,

Heynig H., Mollenhauer D. (ed.), Süsswasserflora von Mitteleuropa 2, t. 1. Fisher, Stuttgart.

Krammer K. 1988: Bacillariophyceae 2, Epithemiaceae, Bacillariacea, Surirellaceae. In: Ettl H.,

Gerloff J., Heynig H., Mollenhauer D. (ed.), Süsswasserflora von Mitteleuropa 2, t. 2. Fisher,

Stuttgart.

Krammer K., Lange-Bertalot H., 1991a: Bacillariophyceae 3, Centrales, Fragilariaceae, Eunotiaceae.

In: Ettl H., Gerloff J., Heynig H., Mollenhauer D. (ed.), Süsswasserflora von Mitteleuropa 2, t. 3.

Fisher, Stuttgart.

Krammer K., Lange-Bertalot H., 1991b: Bacillariophyceae 4, Achnanthaceae. In: Ettl H., Gerloff J.,

Heynig H., Mollenhauer D. (ed.), Süsswasserflora von Mitteleuropa 2, t. 4. Fisher, Stuttgart.

Pankow H., 1990: Ostsee – Algenflora, Fischer, Jena.

Van Dam H., Mertens A. & Sinkeldam J., 1994. A coded checklist and ecological indicator values of

freshwater diatoms from the Netherlands. Neth. J. Aquat. Ecol., 28(1): 117-33.

Vos P.C., De Wolf H., 1993: Diatoms as a tool for reconstructing sedimentary environments in coastal

wetlands; methodological aspects. Hydrobiologia, 269/270: 285-96.

ul. Modra 30 71-220 Szczecin Tel.: 91-482-00-90

www.geomor.com.pl [email protected] Fax.: 91-482-60-87

W ofercie firmy Geomor-Technik znajdziecie Państwo

szeroką gamę urządzeń do badań w zakresie:

Meteorologii

Fizjologii roślin

Dendrologii

Gleboznawstwa

Geologii i hydrogeologii

Geotechniki

Jesteśmy wyłącznym przedstawicielem w Polsce następujących firm:

geoekosystem wybrzeŻy morskich...

Documents