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 5cMorze 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 5dMaksymalny 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 5bPoczątki 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 7dMorze 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 3eMorze 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

  • Minerały ferromagnetyczne
  • 29023
  • Ośmiościenne kryształy magnetytu, Ural, Rosja, zbiory Muzeum Geologicznego PIG-PIB

    Minerały ferromagnetyczne reagują na zewnętrzne pole magnetyczne, a po jego odjęciu zachowują kierunek momentów magnetycznych zgodny z przyłożonym polem. Dzięki tej właściwości są wykorzystywane do badań zmian pola magnetycznego Ziemi. Wszystkie minerały ferromagnetyczne zawierają żelazo. Do najczęściej występujących w przyrodzie należą tlenki żelaza (np. magnetyt, hematyt i maghemit), siarczki żelaza (takie jak pirotyn i greigit) lub wodorotlenki żelaza (np. getyt).

    Magnetyt jest minerałem o silnych właściwościach magnetycznych, nie tylko reaguje na zadane pole magnetyczne, ale również samoistnie działa jak magnes. Jest powszechnie występującym na Ziemi tlenkiem żelaza, należącym do grupy minerałów zwanych tytanomagnetytami. Jest to szereg minerałów o zmiennych proporcjach tytanu do żelaza. Jego krańcowe ogniwa to ulvospinel Fe2TiO4 (niemagnetyczny minerał o najwyższej zawartości tytanu w szeregu) i magnetyt Fe3O4 (bez domieszki tytanu).{tortags,205,4}