Geoekosystem Wybrzeży Morskich III
advertisement
Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze Instytut Geoekologii i Geoinformacji Zakład Geoekologii Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze 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 Instytut Geoekologii i Geoinformacji Zakład Geoekologii Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze 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 Uniwersytet im. Adama Mickiewicza Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze 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 geologicznogeomorfologicznych 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 Na przykładzie Półwyspu Helskiego 101 a rezultaty. 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 atmosferycznych w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej 118 powietrza i opadów 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 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 5 ZINTEGROWANE BADANIA GEOEKOSYSTEMÓW WYBRZEŻA BAŁTYKU POŁUDNIOWEGO – PROPOZYCJE PROGRAMOWE 6 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Andrzej Kostrzewski Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu Instytut Geoekologii i Geoinformacji 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 społecznoekonomiczne). 7 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 8 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 9 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 10 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ BADANIA SPECJALISTYCZNE I INTERDYSCYPLINARNE WYBRANYCH PRZEJAWÓW FUNKCJONOWANIA GEOEKOSYSTEMÓW WYBRZEŻY MORSKICH W WARUNKACH ZMIAN KLIMATU I NARASTAJĄCEJ ANTROPOPRESJI 11 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 sytuacyjnowysokościową 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 12 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 erozyjnoakumulacyjnych 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 13 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 14 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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). 15 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 16 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 17 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 18 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Roman Cieśliński Alicja Olszewska Uniwersytet Gdański 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). 19 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 20 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 21 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Roman Cieśliński Marcin Zieliński Uniwersytet Gdański 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 22 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 23 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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: 24 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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). 25 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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-3463-B, Elbląg-Płn, Pryzmat, Częstochowa Bogdanowicz R., 2009: Komentarz do Mapy Hydrograficznej Polski w skali 1:50000, arkusz N-3452-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., ŁysiakPastuszak 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. 26 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Joanna Dudzińska-Nowak1 Piotr Wężyk2 1 Uniwersytet Szczeciński Instytut Nauk o Morzu 2 Uniwersytet 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 glacjalnoizostatycznym 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 27 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 RMS [m] Y 0,39 0,52 X 0,18 0,15 2008 2009 Z 0,15 0,12 dx 0,1 0,1 odchyłki dy -0,29 -0,51 dz 0,15 0,12 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 608 561 591 564 578 630 560 583 570 587 561 560 598 573 591 589 581 629 17.11.2008 20-22.11.2008 9.10.2009 12-13.10.2009 14-15.10.2009 17.10.2009 30.01.2010 31.05.-1.06.2010 27-29.09.2010 9.11.2010 19.11.2010 23-24.11.2010 29-30.11.2010 12.12.2010 14-15.12.2010 24-25.12.2010 11-12.02.2011 data wezbrania max poziom 2009-2011 30-31.10.2008 2008-2009 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. 28 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 (m 3) Bilans materiału Aktywna objętość Erozja Akumulacja 2008-2009 5 318 56 303 25 493 30 810 2009-2011 -54 221 65 178 59 699 5 479 2008-2011 -24 796 94 099 59 447 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. m3. 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. m3. 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. 29 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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, DudzińskaNowak 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. 30 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 31 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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), 32 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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: S S 2 S K x FS (V ws ) S K z t z z i 1 xi i xi 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. 33 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 34 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 35 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 36 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 37 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 38 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 39 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 40 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Opracowaną metodę zastosowano w niniejszej analizie, wykorzystując dane za lata 20012010 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 41 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 42 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 43 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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). 44 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 (EC e) wahały się od 1,3 do 43,3 dS·m-1. Tab. 1. Właściwości gleb kwaśnych siarczanowych występujących w Polsce Lokalizacja Corg [% wag.] (liczba profili glebowych) St [% wag.] C:S ECe [dS∙m-1] pHox pHa - pHox 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 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 Mrzeżyno (2) 0,2-40,0 0,1-2,7 2-25 1,3-43,3 3,2-5,7 0,2-3,8 Autor, rok Hulisz, 2013, w druku Pracz, 1989 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 45 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 46 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 47 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Joanna Jokiel Łukasz Pietruszyński Uniwersytet Gdański 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. 48 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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). 49 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 50 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 m3 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. 51 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 52 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 53 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 54 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Wszystkie skany dowiązano do układu współrzędnych (georeferencja). W sekcji WNPEB 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 4264750 33 2 wrzesień 2011 4481705 36 4 maj 2012 4420107 35 4 CzR maj 2011 4255 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 55 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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] 56 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Tab. 2. Ilościowe wartości abrazji na odcinkach testowych „Rezerwat Czubińskiego (CzR)” oraz „wschodnia granica Wolińskiego Parku Narodowego (WNP-EB)” Data skan 2 Średnia abrazja [cm] Ubytek osadów [m3] 18.05.2011 20.09.2011 5,9 285,0 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) Nazwa odcinka skan 1 WNP-EB CzR 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. 57 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. PoznańBiała 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. 58 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Andrzej Kostrzewski1 Zbigniew Zwoliński1 Mariusz Samołyk1,2 Jacek Tylkowski1,2 Marcin Winowski1 Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu 1 Instytut Geoekologii i Geoinformacji 2 Stacja 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. 59 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 60 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 Południowego jako podstawy prognozowania i programu ochrony. 61 wybrzeża Bałtyku GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 62 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 63 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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). 64 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 65 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Agnieszka Kubowicz-Grajewska Uniwersytet Gdański 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). 66 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 67 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 20082009, 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 68 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Leszek Łęczyński Agnieszka Kubowicz-Grajewska Uniwersytet Gdański Instytut Oceanografii 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 69 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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). 70 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 71 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Mirosława Malinowska Uniwersytet Gdański 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 rok V-X XI - IV wiosna lato jesień zima Dziwnów 611,9 351,3 260,7 126,1 197,3 157,7 130,8 Darłowo 669,7 402,7 267,1 119,1 213,7 202,0 134,9 Rozewie 561,6 345,3 216,3 99,2 185,4 167,5 109,5 Gdynia 537,0 343,5 193,6 112,4 181,2 152,8 90,6 Stegna 660,0 405,3 254,6 125,0 221,6 186,6 126,7 Krynica 620,9 386,0 234,8 118,7 208,5 181,4 112,3 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 współczynnik kierunkowy 1,90 równania linii trendu Darłowo Rozewie Gdynia Stegna Krynica 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 72 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. Dziwnów rok 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) 73 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 stacja Dziwnów średnia roczna liczba dni z 174,3 opadem współczynniki kierunkowe -0,07 równań linii trendu Darłowo Rozewie Gdynia Stegna Krynica 165,9 173,4 173,9 162,0 140,2 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 stacja Dziwnów średnia roczna liczba dni z 35,9 opadem śnieżnym współczynniki kierunkowe -0,26 równań linii trendu Darłowo Rozewie Gdynia Stegna Krynica 29,4 48,3 46,8 44,5 35,3 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. 74 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Mirosława Malinowska1 Janusz Filipiak1,2 1 Uniwersytet Gdański Instytut Geografii 2 IMGW-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 75 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 20012011 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 Bałtyku w latach 2001-2011 Ryc. 4. Przebieg roczny średniej liczby dni z przymrozkami na południowym wybrzeżu Bałtyku w latach 2001-2011 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 76 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 77 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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). 78 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 2001/2002 2002/2003 2003/2004 2004/2005 2005/2006 2006/2007 2007/2008 2008/2009 2009/2010 2010/2011 2011/2012 Świnoujście (Świna) dryfujący lód lód 16 0 59 0 18 15 7 5 51 45 0 0 12 11 30 29 67 55 62 37 20 13 Świnoujście (morze) dryfujący lód lód 0 0 0 0 0 0 0 0 8 7 0 0 0 0 0 0 40 31 15 13 12 10 Ustka (Słupia) dryfujący lód lód 5 0 35 32 18 16 7 2 29 25 2 0 3 3 6 6 48 41 46 39 24 22 lód 0 0 0 0 9 0 0 0 8 15 1 Ustka (morze) dryfujący lód 0 0 0 0 9 0 0 0 0 15 1 Hel (morze kierunek E) dryfujący lód lód 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Hel (morze kierunek W) dryfujący lód lód 0 0 0 0 0 0 0 0 8 6 0 0 0 0 0 0 0 0 25 14 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. 79 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Marta Mitręga1 Witold Szczuciński1 Robert Jagodziński1 Marek Zajączkowski2 Stanisław Lorenc1 1 Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu Instytut Geologii 2 Polska Akademia Nauk Instytut Oceanologii 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 m 3/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 80 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 210Pb i 137Cs dla przypowierzchniowych osadów oraz AMS 14C 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 (zasięg powierzchniowych wód słodkich bogatych w zawiesinę) za Zajączkowski i in., 2010 zawiesiny" Wyniki i dyskusja Badane osady to głównie zbioturbowane jednomodalne muły piaszczyste. Przeprowadzone datowania 210Pb, 137Cs i AMS 14C 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 81 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 δ13C) 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 82 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 geologicznogeomorfologicznych 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 polskorosyjskie 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. 83 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 84 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 85 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ . 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 GeograficznoGeologicznej 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. 86 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 87 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Tomasz Opara1 Leszek Zaleszkiewicz2 Marzenna Sztobryn3 Leszek Łęczyński1 1 Uniwersytet Gdański Instytut Oceanografii 2 Państwowy Instytut Geologiczny PIB Oddział Geologii Morza 3 Instytut 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). 88 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 jesiennozimowym 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. 89 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 90 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 91 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Jacek Piskozub Polska Akademia Nauk Instytut Oceanologii 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 92 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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.16000870.2007.00298.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-IAPSOIASPEI 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. 93 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 94 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Grzegorz Rachlewicz Krzysztof Rymer Uniwersytet im. Adama Mickiewicza Instytut Geoekologii i Geoinformacji 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 95 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 96 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 97 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 98 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 99 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 timescales 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. 100 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Stanisław Rudowski1 Radosław Wróblewski2 Katarzyna Makurat1 1 Instytut Morski w Gdańsku Zakład Oceanografii Operacyjnej 2 Uniwersytet 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. 101 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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, 102 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 103 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 westcentral 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. 104 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 105 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Mariusz Samołyk Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu Instytut Geoekologii i Geoinformacji Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze 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. 106 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Ryc. 1. Obszar badań 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 107 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 108 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 109 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 110 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Patryk Sitkiewicz Radosław Wróblewski Uniwersytet Gdański 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 1997.09.26 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 2010.07.10 Centralny Ośrodek Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej 2010.07.10 Centralny Ośrodek Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej 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 111 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 112 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 północnozachodniego 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 19962011 (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 113 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 114 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 115 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 116 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 117 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Jacek Tylkowski Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu Instytut Geoekologii i Geoinformacji Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego w Białej Górze 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 termicznoopadowych 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 118 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 o 8,6 C. Rozstęp średniej rocznej temperatury powietrza wynosił 3,3oC - od 6,9oC 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 o 8,6 C. Zakres zmienności średniej rocznej temperatury wynosił od 7,0oC w 1969 roku do 10,0oC w 1990 roku. Absolutne minimum temperatury powietrza o wartości -20,1oC 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 -20,2oC 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 1,5 oC. O małym zróżnicowaniu termicznym strefy brzegowej Zatoki Pomorskiej świadczą również 119 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 Średnia Ufność -95% Ufność 95% Mediana Moda Liczność - Mody Minimum Maksimum Dolny - Kwartyl. Górny - Kwartyl. Rozstęp Wariancja Odchylenie standardowe Współczynnik zmienności Skośność Kurtoza Świnoujście 8,6 8,5 8,7 8,5 Wielokr. 98 -16,5 27,7 3,0 14,6 44,2 51,0 7,1 83,2 -0,14 -0,70 Dziwnów 8,6 8,5 8,7 8,3 3,9 120 -17,7 27,5 2,9 14,8 45,2 51,4 7,2 83,6 -0,12 -0,74 Kołobrzeg 8,3 8,2 8,4 8,2 14,6 102 -16,5 27,2 3,0 14,3 43,7 49,9 7,1 84,8 -0,18 -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.<-14,1oC. 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. 120 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 30 30 30 25 25 20 20 20 15 5 0 -5 -10 -15 -20 Mediana = 8,5 25%-75% = (3, 14,6) Zakres nieodstających = (-14,1, 27,7) Odstające Ekstremalne 10 Kołobrzeg 10 Dziwnów Świnoujście 15 0 -10 -20 Mediana = 8,3 25%-75% = (2,9, 14,8) Zakres nieodstających = (-14,9, 27,5) Odstające Ekstremalne 10 5 0 -5 -10 -15 -20 Mediana = 8,2 25%-75% = (3, 14,3) Zakres nieodstających = (-13,9, 27,2) Odstające Ekstremalne 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 atmosferycznym. Absolutną maksymalną dobową sumę opadów atmosferycznych 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 atmosferycznym. Absolutną maksymalną dobową sumę opadów atmosferycznych 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 121 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 Średnia Ufność -95% Ufność 95% Mediana Moda Liczność - Mody Minimum Maksimum Dolny - Kwartyl. Górny - Kwartyl. Rozstęp Wariancja Odchylenie standardowe Współczynnik zmienności Skośność Kurtoza Świnoujście 3,2 3,0 3,3 1,6 0,1 590,0 0,1 58,7 0,5 4,0 58,6 19,7 4,4 140,7 3,6 21,8 Dziwnów 3,4 3,3 3,5 1,7 0,1 583,0 0,1 66,4 0,5 4,5 66,3 23,8 4,9 144,1 4,2 31,0 Kołobrzeg 3,6 3,5 3,7 1,8 0,1 549,0 0,1 85,2 0,6 4,5 85,1 27,6 5,3 146,4 4,1 28,9 Charakterystykę wartości odstających i ekstremalnych dobowej sumy opadów atmosferycznych w strefie brzegowej Zatoki Pomorskiej w okresie 1966-2009 przedstawiono na rycinie 3. 122 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 70 70 60 60 50 50 90 80 70 40 30 20 10 0 -10 Kołobrzeg 40 Dziwnów Świnoujście 60 30 20 Mediana = 1,6 25%-75% = (0,5, 4) Zakres nieodstających = (0,1, 9,2) Odstające Ekstremalne 10 0 -10 Mediana = 1,7 25%-75% = (0,5, 4,5) Zakres nieodstających = (0,1, 10,5) Odstające Ekstremalne 50 40 30 20 10 0 -10 Mediana = 1,8 25%-75% = (0,6, 4,5) Zakres nieodstających = (0,1, 9,9) Odstające Ekstremalne 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. 123 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Marcin Winowski Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu Instytut Geoekologii i Geoinformacji 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. 124 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Ryc. 1. Obszar badań 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 m2. 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. 125 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 126 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 127 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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. 128 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ Małgorzata Witak Uniwersytet Gdański Instytut Oceanografii 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 129 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ 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 130 GEOEKOSYSTEM WYBRZEŻY MORSKICH 2 ___________________________________________________________________________________________________ tafocenoz okrzemkowych. Ponadto, z powodu lokalnych czynników, wody południowozachodniej 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. 131 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:
