A+ A A-

Jednym ze skutków globalnego ocieplenia może być katastrofalny wzrost poziomu mórz i oceanów. Aby ocenić zagrożenie, polscy geolodzy odtwarzają zmiany poziomu Bałtyku, jakie zachodziły w niedalekiej przeszłości...


Obserwując skutki sztormów na wybrzeżach bałtyckich i analizując mapy oraz zdjęcia lotnicze z różnych lat, możemy dojść do wniosku, że zmiany zachodzące w ostatnich dekadach i współcześnie są czymś wyjątkowym, powodującym niezwykle duże ubytki lądu. Jednakże badania dna Bałtyku dowodzą, że w niezbyt odległej przeszłości geologicznej zmiany na wybrzeżach bywały dużo większe i szybsze.

W ciągu kilkunastu tysięcy lat istnienia Morza Bałtyckiego poziom wód w tym akwenie wielokrotnie ulegał zmianom. Wpływały na to ruchy pionowe skorupy ziemskiej, wzrost poziomu wód oceanicznych (związany z topnieniem lądolodów) oraz otwieranie się i zamykanie połączeń Bałtyku z Oceanem Atlantyckim (patrz artykuł: Kiedy powstał i jak zmieniał się Bałtyk?).

Zróżnicowana wielkość i czas trwania ruchów podnoszących skorupę ziemską w południowej i północnej części Morza Bałtyckiego nadal wywiera wpływ na zmiany poziomu tego morza i ewolucję wybrzeży.

Na północy, tj. w obszarach Morza Botnickiego i Zatoki Botnickiej, skorupa ziemska w całym okresie po stopieniu się lądolodu podnosiła się szybciej niż poziom wód w oceanach. Dlatego też w regionach tych występowało stałe, trwające do dziś, względne obniżanie się poziomu morza. Obszary dna pierwotnie znajdujące się pod wodą stopniowo wynurzały się i w dalszym ciągu wynurzają się spod powierzchni wody.

Na obszarze południowego Bałtyku, w późnym plejstocenie i wczesnym holocenie, pomiędzy 14,0 a 9,5 tys. lat temu, występowały znaczne i niekiedy gwałtowne wahania poziomu morza. Od ok. 9,5 tys. lat następuje stały wzrost względnego poziomu morza, szybki w środkowym holocenie, wolniejszy w ciągu ostatnich 6-5 tys. lat.

rsl baltyk 5 
Krzywe względnych zmian poziomu wód w Bałtyku

Gwałtowne zmiany położenia linii brzegowej ok. 13 i 12 tys. lat temu


Pod koniec epoki lodowej, ok. 13 000-12 800 lat temu, na skutek oscylacji czoła lądolodu w środkowej Szwecji i powstania okresowego połączenia z oceanem, najpierw doszło do bardzo szybkiej regresji, a następnie nieco wolniejszej transgresji, która osiągnęła maksimum ok. 12 000-11 700 lat temu. Wahania poziomu wód wynosiły do 20-30 m. Poziom wód mógł się obniżać w tempie do 100-200 mm/rok, a tempo wzrostu dochodziło do ok. 40-50 mm/rok. Tak znaczne i szybkie zmiany poziomu wód powodowały olbrzymie zmiany w położeniu linii brzegowej. Południowe wybrzeże Bałtyckiego Jeziora Lodowego w ciągu ok. 100 lat najpierw przesunęło się o ok. 30-40 km ku północy, a następnie, tylko nieznacznie wolniej, ponownie ku południowi. Procesy te zachodziły na obszarze dzisiejszego dna morskiego położonego w odległości 30 do 60 km od współczesnego wybrzeża południowobałtyckiego, na głębokości od ok. 25 do 55 m p.p.m.

Katastrofalny spadek poziomu wód ok. 11 700 lat temu


W końcu plejstocenu, ok. 11 700 lat temu, czoło lądolodu cofnęło się i ponownie w środkowej Szwecji po raz wtóry powstała cieśnina łącząca Bałtyckie Jezioro Lodowe z Morzem Północnym i Oceanem Atlantyckim. Spowodowało to ponowny, gwałtowny drenaż Bałtyckiego Jeziora Lodowego i wyrównanie poziomów wód z oceanem, którego poziom był wówczas niższy o ok. 60-55 m od współczesnego. Powstanie cieśniny w rejonie środkowej Szwecji było możliwe, ponieważ Skandynawia ciągle jeszcze była obciążona przez lądolód i skorupa ziemska leżała niżej niż obecnie. Koniec Bałtyckiego Jeziora Lodowego był wydarzeniem katastrofalnym. Poziom wód jeziora bardzo szybko opadł o ok. 25-27 m. Drenaż trwał najprawdopodobniej zaledwie kilka lat. Poziom wód obniżał się w tempie do 3 metrów na rok, a brzeg przesunął się w tym czasie od 30 do 40 km ku północy. Zależnie od rzeczywistego tempa drenażu i lokalnego nachylenia dna akwenu, ląd mógł przyrastać w tempie od 0,3 do 4 km rocznie.

fazabjl 117c 
Maksymalny zasięg Bałtyckiego Jeziora Lodowego w południowym Bałtyku ok. 11,7 tys. lat temu, tuż przed drenażem

 faza my 11 5c
Morze Yoldiowe ok. 11,5-11,3 tys. lat temu w początkowym okresie rozwoju. Najniższe położenie linii brzegowej w holocenie w południowym Bałtyku

11 700-10 700 lat temu - poziom wód wzrasta o 15-17 m


Od 11 700 do 10 700 lat temu, przez ok. 1000 lat, istniało połączenie umożliwiające wymianę wód pomiędzy zbiornikiem bałtyckim i oceanem. W tym czasie, na skutek ciągłego topnienia lądolodów, poziom oceanu szybko wzrastał. Poziom wód Morza Yoldiowego u wybrzeży południowobałtyckich wzrósł wówczas o ok. 15-17 m, a tempo wzrostu poziomu wód wynosiło ok. 15-17 mm/rok i było zbliżone do tempa podnoszenia się poziomu oceanu. Na skutek szybkiego podnoszenia się Skandynawii - szybszego niż wzrost poziomu oceanu - ok. 10 700 lat temu nastąpiło zamknięcie połączenia zbiornika bałtyckiego z oceanem i Morze Yoldiowe przekształciło się w Jezioro Ancylusowe.

10 700–9 800 lat temu – najpierw poziom wód podnosi się o  15-17 m, a następnie nieco opada


Obszar Skandynawii podnosił się, a wody z topniejącego lądolodu i rzek miały utrudniony odpływ z Jeziora Ancylusowego do oceanu. Odzwierciedliło się to na południowych wybrzeżach przyspieszeniem tempa wzrostu poziomu wód, a wzrastał on bardzo szybko, do 30-35 mm na rok. Południowe wybrzeża Bałtyku szybko przesuwały się na południe, jednak ciągle położone były od kilkunastu do kilkudziesięciu kilometrów na północ od dzisiejszych wybrzeży.

faza ja 10 5d
Maksymalny zasięg Jeziora Ancylusowego w południowym Bałtyku ok. 10,5 tys. lat temu


Bardzo duże tempo wzrostu poziomu wód na południowych wybrzeżach Jeziora Ancylusowego powodowało, że 10 700-10 200 lat temu przeważały procesy niszczenia. Osady ilaste Bałtyckiego Jeziora Lodowego zachowały się tylko w głębszych częściach zbiornika. Niszczone były też gliny zwałowe występujące w obszarach płytszych. Procesy erozyjne doprowadziły do niemal całkowitego wyrównania pierwotnej rzeźby i powstania rozległych powierzchni abrazyjnych, nieznacznie nachylonych ku północy.


W końcowym etapie transgresji Jeziora Ancylusowego, ok. 10 200 lat temu, poziom wód był o ok. 23-25 m niższy od współczesnego. Jednak, pomimo bardzo szybkiego wzrostu poziomu wód, przesunięcia linii brzegowej były stosunkowo niewielkie. W południowej części Basenu Bornholmskiego brzegi przesunęły się ku południowi nie więcej niż o 10 km, a w Basenie Gdańskim o 5 km. Spowodowane to było względnie dużym nachyleniem zboczy tych basenów ku północy. Gwałtowne przesunięcia linii brzegowej wystąpiły wówczas na południe od Ławicy Słupskiej. Brzeg Basenu Bornholmskiego przesuwał się na wschód w tempie ok. 100-120 m rocznie. Linia brzegowa w ciągu 500 lat przesunęła się o ok. 50-60 km, odcinając Ławicę Słupską od stałego lądu. W nieco wolniejszym tempie było odcinane połączenie ze stałym lądem wyniesienia Bornholmu i Ławicy Orlej.


W końcowej fazie transgresji Jeziora Ancylusowego poziom wód był zbliżony do maksymalnego zasięgu Bałtyckiego Jeziora Lodowego sprzed ok. 11 700 lat. Najprawdopodobniej zarys i typ wybrzeży były również podobne, zmodyfikowane jedynie przez powtórną erozję, w warunkach słabnącego wypiętrzania lądu. Po osiągnięciu maksymalnego poziomu 10 200 lat temu wody Jeziora Ancylusowego znalazły drogi odpływu ku zachodowi, do oceanu, którego poziom był w tym czasie o kilka metrów niższy. Wyrównywanie poziomu wód trwało ok. 400-500 lat. W tym czasie poziom zbiornika bałtyckiego obniżył się o 3-5 m.

9 800-6 000 lat temu – morze nadal wkracza na ląd. Poziom wód wzrasta o 24-25 m


We wczesnym holocenie poziom oceanu ciągle jeszcze szybko wzrastał, ponieważ w Ameryce Północnej nadal topniały resztki lądolodu. Wówczas to, około 9800-9500 lat temu, poprzez Cieśniny Duńskie do zbiornika bałtyckiego zaczęły stopniowo przenikać słone wody z Morza Północnego. Proces przekształcania się słodkowodnego Jeziora Ancylusowego w słonawowodne (brakiczne) Morze Litorynowe trwał około 1000-1300 lat.

faza ml poczatek 8 5b
Początki Morza Litorynowego ok. 8,0 tys. lat temu

pnie 
Powalone pnie drzew lasu, który rósł ok. 9000-8600 lat temu na obecnym dnie Zatoki Gdańskiej ok. 6-7 km na północny wschód od wejścia do portu gdańskiego, na głębokości ok. 16-17 m


W początkowym okresie po połączeniu z oceanem poziom wód w południowym Bałtyku szybko wzrastał, nawet w tempie dochodzącym do 10 mm/rok i ok. 6000 lat temu osiągnął poziom ok. 4 m niższy od obecnego. Szybki i znaczny wzrost poziomu wód w tym okresie powodował duże zmiany w ukształtowaniu południowych wybrzeży Bałtyku.


Transgresja objęła te obszary dna południowego Bałtyku, które począwszy od późnego plejstocenu rozwijały się w warunkach lądowych. Morze wkraczało na obszar podobny do dzisiejszego Pomorza, gdzie występowały wzgórza morenowe, równiny sandrowe oraz liczne torfowiska, jeziora i doliny rzeczne. Transgresji towarzyszyły intensywne procesy erozji. Zniszczeniu uległy, i to w dużym stopniu, zarówno formy rzeźby polodowcowej, jak i osady polodowcowych środowisk lądowych. Linia brzegowa przesunęła się od ok. 60 km w Zatoce Pomorskiej, 10-30 km na środkowym wybrzeżu, do 5-10 km w Zatoce Gdańskiej. W czasie transgresji zniszczone i zalane zostały wyspy, które istniały na południowym Bałtyku we wcześniejszych fazach rozwoju, m.in.: Południowa Ławica Środkowa, Ławica Słupska i Ławica Orla. Pod koniec transgresji linia brzegowa była zbliżona do współczesnej.

faza ml 7d
Morze Litorynowe ok. 7 tys. lat temu


Niektóre odcinki wysunięte były 1-2 km w morze, a w niektórych rejonach wybrzeża, pomimo że poziom morza był niższy od obecnego, morze przekroczyło dzisiejszą linię brzegową, wykorzystując istniejące obniżenia terenu.

Ostatnich 6 tysięcy lat – powolny wzrost poziomu wód o 4 m


Okres ostatnich 6000 lat odznaczał się niewielkimi i stosunkowo wolnymi zmianami poziomu morza. W końcu okresu atlantyckiego (ok. 6000 lat temu) istniała już większość południowobałtyckich mierzei, zalewów i jezior przybrzeżnych. Wraz ze zmniejszaniem tempa wzrostu poziomu morza coraz wolniejsze było przemieszczanie linii brzegowej. Dominowały procesy wyrównywania wybrzeży, postępowały procesy erozji klifów, rozwoju mierzei i lagun, zapoczątkowane w okresie atlantyckim.

faza mpl 3e
Morze Politorynowe ok. 3 tys. lat temu

nurek 
Fragment pnia olchy wydobyty przez płetwonurka z dna Zalewu Wiślanego. Lasy olchowe, jak wskazują datowania radiowęglowe drewna, zajmowały dno obecnego zalewu ok. 5600-3600 lat temu. Obecnie fragmenty pni i korzeni znajdują się ok. 1,8-2,0 m pod wodą, ok. 4 km na NNE od Fromborka


Powolny wzrost poziomu morza w ciągu ostatnich 6000 lat nie był jednak jednostajny. Występowały na przemian okresy przyspieszonego wzrostu poziomu morza oraz okresy stagnacji lub nawet nieznacznego obniżania. W okresach przyspieszonego wzrostu poziomu morza, szczególnie gdy występowały częste i silne sztormy, wybrzeża były niszczone, dochodziło nawet do przerywania mierzei i wlewów wód morskich do zalewów i jezior przybrzeżnych oraz na torfowiska nadbrzeżne. Zdarzenia te zostały zapisane w osadach, m.in. poprzez zmiany w uziarnieniu, składzie mikroflory okrzemkowej czy składników chemicznych. W okresach spokoju wybrzeża stabilizowały się, a miejscami były nawet nadbudowywane. Periodyczność ta była i jest związana z oscylacjami klimatycznymi. Cykle te mają różną długość - od dekad do tysiącleci.

Prognoza


Obecny okres ocieplania się klimatu związany jest z naturalnymi krótkookresowymi cyklami, na które nakłada się ocieplenie powodowane przez działalność człowieka. Podstawowym pytaniem jest, czy czynnik ludzki jest w stanie zmienić naturalny, długookresowy trend ochładzania się klimatu w ostatnich 6000-5000 lat (patrz: Zmiany klimatu w holocenie – ostatnie 11 700 lat). O ile nie nastąpi załamanie naturalnych procesów klimatycznych, nie należy spodziewać się dużych zmian w dotychczasowych procesach rozwoju wybrzeża południowobałtyckiego, a wzmożone procesy erozji, które występowały w drugiej połowie XX wieku, ulegną najprawdopodobniej w najbliższych latach okresowemu osłabieniu.

Prof. dr hab. Szymon Uścinowicz
Państwowy Instytut Geologiczny

O czym piszemy

contentmap_module