W najnowszym numerze czasopisma Geological Quarterly (Tom 68, nr 1, 2024) ukazał się artykuł pt. "New insights into coastal processes in the southern Baltic Sea: relevance to modelling and future scenarios" autorstwa Grzegorza Uścinowicza, Wojciecha Jeglińskiego, Urszuli Pączek i Tomasza Szarafina z Oddziału Geologii Morza Państwowego Instytutu Geologicznego-PIB oraz Piotra Szmytkiewicza i Szymona Uścinowicza z Instytutu Budownictwa Wodnego PAN w Gdańsku.
W tekście przedstawiono wyniki badań nad ewolucją strefy przybrzeżnej południowego Bałtyku. Stwierdzono m.in., że średnie tempo cofania się linii brzegowej mierzone w skali stuleci i na dystansie dziesiątek kilometrów jest mniejsze, niż zakładano dotychczas na podstawie obserwacji i pomiarów przeprowadzonych w ostatnich dziesięcioleciach.
Polskie wybrzeże mierzejowe Bałtyku (fot. M. Olkowicz, materiały PIG-PIB). Widoczny jest obszar przejściowy pomiędzy erozyjnym i akumulacyjnym odcinkiem brzegu morskiego
Strefa brzegowa polskiego wybrzeża, podobnie jak całego południowego Bałtyku oraz innych mórz szelfowych odznacza się zróżnicowaną budową geologiczną oraz rzeźbą dna. Zasadnicze procesy hydrodynamiczne i geologiczne kształtujące rozwój wybrzeży zachodzą na tak zwanym podwodnym stoku brzegowym, gdzie rzeźbę dna kształtują fale i prądy przybrzeżne.
W przypadku polskiego wybrzeża podwodny stok brzegowy sięga przeważnie do głębokości ok. 10 m, a jego zasięg wyznacza załamanie profilu dna. Dno w tym obszarze ma nachylenie ok. 1:70-1:120, a w jego płytszej części występują 2-3 piaszczyste grzbiety rew (strefa rew). Poza podwodnym stokiem brzegowym, na większych głębokościach, rozciąga się dno otwartego morza o bardziej zróżnicowanej rzeźbie (rys. poniżej).
Schemat strefy brzegowej południowego Bałtyku
Zrozumienie relacji między zmianami linii brzegowej, a cechami morfo-geologicznymi dna morskiego i hydrodynamiką akwenu jest niezwykle ważne dla prognozowania dynamiki wybrzeża. Południowe wybrzeże Bałtyku charakteryzuje się rytmicznymi, sinusoidalnymi zafalowaniami linii brzegowej o różnych skalach, tworzących system erozyjno-akumulacyjny. Autorzy artykułu podjęli próbę wyjaśnienia relacji między urozmaiconą rzeźba dna otwartego morza, a rozkładem energii fal oraz ich wpływem na zmiany linii brzegowej.
Badania przeprowadzono na 28,5 kilometrowym odcinku wybrzeża zlokalizowanym pomiędzy Łebą a Władysławowem (rys. poniżej). Jest to fragment wybrzeża mierzejowego, które nie jest poddawane znacznej presji antropogenicznej. Najbliższe falochrony, mogące wpływać na transport osadu wzdłuż brzegu oraz obszar sztucznego zasilania plaży znajdują się w Łebie, około 15 km na zachód od obszaru badań.
Lokalizacja obszaru badań
Przeprowadzone prace i badania obejmowały szereg wzajemnie uzupełniających się metod:
- morskie prace rejsowe (prace terenowe): pomiary batymetryczne, sonarowe i sejsmoakustyczne oraz pobór rdzeni osadów,
- przetworzenie i wizualizacja danych geofizycznych,
- badania laboratoryjne: analizy uziarnienia oraz pomiar zawartości 137Cs w rdzeniach osadów,
- matematyczne modelowanie hydrodynamiczne,
- analizy teledetekcyjne oparte o cyfrowe modele terenu, zdjęcia lotnicze i mapy z końca XIX wieku.
Prace rejsowe wykazały występowanie na dnie morskim, na głębokościach od 12 do 18 m szeregu grzbietów piaszczystych, zorientowanych skośnie względem linii brzegowej (rys. poniżej). Odległość między osiami grzbietów wynosi od ~0,7 do 1,2 km, a ich względna wysokość to ok. 4–6 m. Odległość między szczytowymi partiami grzbietów (mierzona równolegle do linii brzegowej) wynosi ~3–4 km i jest zbliżona do rozmiarów i położenia stref erozji i akumulacji występującej na brzegu morskim. Grzbiety piaszczyste są lekko asymetryczne, z bardziej stromymi stokami od strony północno-wschodniej.. Grzbiety zbudowane są z piasków drobno- i średnioziarnistych zawierających muszle małży morskich. Miąższość piasku gruboziarnistego i żwirów występujących w zagłębieniach między grzbietami nie przekracza 0,5 m.
Cyfrowy model terenu badań (u góry) oraz miąższość piasków morskich w rejonie badań (na dole) ukazująca charakterystyczny układ grzbietów skośnych do brzegu zlokalizowanych poza podwodnym stokiem brzegowym w strefie otwartego morza
Miąższość warstwy piasku, jaki współcześnie podlega transportowi przez prądy i fale podczas sztormów, została określona poprzez pomiar zawartości izotopu 137Cs w rdzeniach. Cez 137 to sztuczny radionuklid, który dostał się do środowiska po 1945 roku w wyniku testów broni jądrowej i awarii w elektrowniach jądrowych. Dlatego obecność cezu w osadach piaszczystych pozwala na określenie grubości warstwy podlegającej redepozycji w ostatnich dekadach.
Zawartość 137Cs w piasku morskim w badanym obszarze występuje na głębokościach ponad 1-2 m poniżej powierzchni dna na głębokości morza dochodzącej do ok. 15 m. Z badań prowadzonych w innych częściach południowego Bałtyku wiadomo, że 137Cs występuje do 2 m poniżej powierzchni dna w rdzeniach pobranych na głębokościach do 25 m (Bojanowski et al., 1996; Uścinowicz i in., 2014, 2019). Asymetria grzbietów piaszczystych oraz miąższość warstwy piasku uruchamianej w czasie sztormów sugeruje, że mogą one przemieszczać się w kierunku wschodnim.
Spłycenie dna w kierunku brzegu wpływa na transformację fal, co prowadzi do ich załamania, co z kolei generuje prądy wzdłużbrzegowe i transport osadów. Ponieważ rzeźba dna jest niejednorodna, pole falowe jest również niejednorodne. Transformacja wysokości fali, a w konsekwencji rozpraszanie energii w wyniku załamania fali jest zróżnicowane w badanym obszarze. Kształt i kierunek ułożenia obniżeń pomiędzy grzbietami piaszczystymi powoduje, że fale sztormowe załamują się bliżej brzegu niż ma to miejsce na odcinkach sąsiednich dlatego obniżenia te nazwano „oknami energetycznymi”. Wstępne analizy wskazały, że ilość energii fal docierającej do strefy przybrzeżnej przez „okna energetyczne” jest o ok. 30% więcej niż w rejonach sąsiednich (rys. poniżej).
Zróżnicowanie pola transformacji fal w strefie przybrzeżnej spowodowane przez „okna energetyczne”
Dokładniejsze obliczenia transformacji przykładowej fali sztormowej i ilość energii rozpraszanej podczas załamania fali zostały wykonane dla dwóch profili; pierwszego zlokalizowanego wzdłuż zagłębienia między grzbietami i drugiego wzdłuż osi grzbietu.
Przykładowa fala sztormowa o wysokości Hs=4 m zbliżająca się do brzegu wzdłuż zagłębienia między grzbietami utrzymuje swoją wysokość do odległości ok. 4,000 m od brzegu. Natomiast fala nabiegająca w profilu wzdłuż osi grzbietu zmniejsza w tej odległości od brzegu wysokość do 3,5 m. Ta pozornie niewielka różnica w wysokości fali przekłada się na znaczące wartości energii docierającej do plaży. W profilu wzdłuż zagłębienia między grzbietami energia fali jest o ok. 4,000 J wyższa niż w profilu wzdłuż osi grzbietu. Taka znaczna ilość energii musi skutkować zwiększoną erozją brzegu w przedłużeniu zagłębienia między grzbietami piaszczystymi.
Przedstawione obliczenia zostały wykonane dla jednej sztormowej fali. W rzeczywistości sztormy w czasie których występują fale o okresie ok. 10 sekund i wysokości fali znacznej ok. 4 m trwają kilka-, kilkanaście godzin i występują ok. pięć razy w roku (Cerkowniak i in., 2014; Ostrowski i in., 2016). Zakładając, że takie sztormy trwają ok. 10 godzin, w rejonie przybrzeżnym plaży i wydm na przedłużeniu obniżeń pomiędzy grzbietami występuje w ciągu roku ok. 72 MJ więcej energii niż w rejonach sąsiednich. To prowadzi do znacznych przekształceń plaży i wydm w obszarach leżących w strefie oddziaływania "okien energetycznych". W wyniku różnic w ilości energii fal docierających do brzegu tworzy się specyficzny układ linii brzegowej o sinusoidalnym, erozyjno-akumulacyjnym przebiegu.
Jak już wspomniano, asymetria grzbietów piaszczystych i ich orientacja w stosunku do dominujących wiatrów, a tym samym kierunków fal sugerują, że przemieszczają się one na wschód. Prowadzi to do wniosku, że wraz z migrującym na przedpolu podwodnego stoku brzegowego układem grzbietów i „okien energetycznych” migruje również cały układ erozyjno-akumulacyjny wybrzeża. Oznacza to, że sinusoidalny układ linii brzegowej w dużej skali (kilku kilometrów) nie jest stały w czasie – obszary erozji i akumulacji przemieszczają się powoli w kierunku wschodnim. W celu określenia tempa migracji tego układu wzdłuż wybrzeża przeprowadzono pomiary położenia punktów granicznych (węzłowych stref erozji i akumulacji). Pomiary oparte o zdjęcia lotnicze z lat 1958, 1996 i 2020 pokazują, że tempo migracji w latach 1996-2020 wyniosło ok. 10-11 m/rok (rys. poniżej). Porównanie mapy topograficznej z 1875 r., zdjęcia lotniczego z 1958 r. i cyfrowy model terenu z 2009 r. dało takie samo tempo migracji w latach 1958-2009.
Przykład przejścia układu akumulacyjnego linii brzegowej w erozyjny (sinusoida erozyjno-akumulacyjna)
Dotychczasowe, krótkoterminowe (odnoszące się do dekad) prognozy zmian linii brzegowej południowego Bałtyku opracowywano przy założeniu, że obserwowane na brzegu morskim układy erozyjno-akumulacyjne są stabilne; nie zmieniają swojego położenia (np. Deng i in. 2017; Uścinowicz i Szarafin, 2018). Poczynione powyżej ustalenia o skali i tempie migracji sinusoidalnego systemu erozyjno-akumulacyjnego plaży i wydm nadbrzeżnych pozwalają przyjąć, że zastąpienie strefy erozji strefą akumulacji zajmuje około 140–200 lat. Oznacza to, że po około 280–400 latach linia brzegowa może przyjąć swój dawny kształt i położenie, ale tylko pod warunkiem, że nie nastąpi utrata piasku w strefie rew, plaży i wydmy nadbrzeżnej (rys. poniżej).
Ideogram migracji układu erozyjno – akumulacyjnego w skali stuleci
W rzeczywistości podczas sztormów część piasku jest transportowana przez prądy w głąb morza, poza podwodny stok brzegowy. Zakres tych procesów jest słabo poznany. Zgrubne szacunki oparte na różnicach między zasięgiem erozji i przyrostu wydm i plaż na przyległych obszarach w tym samym okresie sugerują, że straty wynoszą do ok 30–60% piasku. Niemniej jednak, nawet jeśli pewna ilość piasku nigdy nie wróci na plażę, najprawdopodobniej średnie tempo cofania się linii brzegowej mierzone w skali stuleci i na dystansie dziesiątek kilometrów jest mniejsze, niż zakładano dotychczas na podstawie obserwacji i pomiarów przeprowadzonych w ostatnich dziesięcioleciach.
Opisane zmiany zachodzą od setek lat i rozciągają się na dziesiątki kilometrów wzdłuż brzegu. Te nowo poznane zależności powinny być brane pod uwagę przy badaniu dynamiki strefy brzegowej i opracowywaniu predykcyjnych modeli, a także długoterminowych planów ochrony wybrzeża. Może to mieć również znaczący wpływ na projektowanie nowych, naturalnych metod ochrony wybrzeża w regionie południowego Bałtyku.
Zastąpienie strefy erozji strefą akumulacji zajmuje ok. 140–200 lat, po upływie ok. 280–400 lat linia brzegowa mogłaby przyjąć swój dawny kształt i położenie. Wybrzeże w rzeczywistości jednak cofa się, a to dlatego, że część piasku z brzegu morskiego jest wynoszonego przez prądy w czasie sztormów w kierunku otwartego morza.
Literatura
- Bojanowski, R., Radecki, Z,. Uścinowicz, Sz. and Knapińska-Skiba, D., 1996. Penetration of caesium –137 into sandy sediments of the Baltic Sea. Proceedings of the Baltic Marine Science Conference, Rønne, Denmark, ICES Cooperative Research Report, No. 257: 85-89.
- Cerkowniak G., Ostrowski R., Szmytkiewicz P., 2014. Climate change related increase of storminess near Hel Peninsula, Gulf of Gdańsk, Poland. Journal of Water and Climate Change, 6 (2): 300-312.
- Deng, J., Harff, J., Giza, A., Hartleib, J., Dudzińska-Nowak, J., Bobertz, B., Furmańczyk, K., Zolitz, R., 2017b. Reconstruction of coastline changes by the comparisons of historical maps at the Pomeranian Bay, southern Baltic Sea. In: Harff, J., Furmańczyk, K., von Storch, H. (Eds.), Coastline Changes of the Baltic Sea from South to East, Past and Future Projection. Coastal Research Library, vol. 19. Springer: 271–287.
- Ostrowski, R., Schönhofer, J., Szmytkiewicz, P., 2016. South Baltic representative coastal field surveys, including monitoring at the Coastal Research Station in Lubiatowo, Poland. Journal of Marine Systems, 162: 89-97. https://doi.org/10.1016/j.jmarsys.2015.10.006
- Uścinowicz G., Szarafin T., 2018. Short-term prognosis of development of barrier-type coasts (Southern Baltic Sea). Ocean and Coastal Management 165: 258–267. https://doi.org/10.1016/j.ocecoaman.2018.08.033
- Uścinowicz, S., Jegliński, W., Miotk-Szpiganowicz, G., Nowak, J., Pączek, U.,Przezdziecki, P., Szefler, K., Poręba, G., 2014. Impact of sand extraction from the bottom of the southern Baltic Sea on the relief and sediments of the seabed. Oceanologia, 56: 857–880. https://doi.org/10.5697/oc.56-4.857
- Uścinowicz, Sz., Adamiec, G., Bluszcz, A., Jegliński, W., Jurys, L., Miotk-Szpiganowicz, G., Moska, P., Pączek, U., Piotrowska, P., Poręba, G., Przeździecki, P., Uścinowicz, G., 2019. Chronology of the last ice sheet decay on the southern Baltic area based on dating of glaciofluvial and ice-dammed lake deposits. Geological Quarterly, 63 (1): 192-207. https://dx.doi.org/10.7306/gq.1453
Chcesz wiedzieć więcej?
- Uścinowicz G., Jegliński W., Pączek U., Szarafin T., Szmytkiewicz P., Uścinowicz S., 2024. New insights into coastal processes in the southern Baltic Sea: relevance to modelling and future scenarios. Geological Quarterly, 68: 9 DOI: https://dx.doi.org/10.7306/gq.1737
- Uścinowicz G., Uścinowicz S., Szarafin T., Maszloch E., Wirkus K., 2024. Rapid coastal erosion, its dynamics and cause — an erosional hot spot on the southern Baltic Sea coast. Oceanologia, 66: 250-266 DOI: https://doi.org/10.1016/j.oceano.2023.12.002
- AUTORZY: Grzegorz UŚCINOWICZ1,*, Wojciech JEGLIŃSKI1, Urszula PĄCZEK1, Tomasz SZARAFIN1, Piotr SZMYTKIEWICZ2, Szymon UŚCINOWICZ2,
1 Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy, Kościerska 5, 80-328, Gdańsk,
2 Instytut Budownictwa Wodnego Polskiej Akademii Nauk, Kościerska 7, 80-328, Gdańsk.
Badania wykonano w ramach zadania państwowej służby geologicznej „Kartografia 4D w strefie brzegowej południowego Bałtyku”, finansowanego przez Narodowy Fundusz Ochrony Środowiska i Gospodarki Wodnej.
