W tym czasie Bałtyk był początkowo dużym jeziorem (ryc. 1), na północy stykającym się jeszcze z krawędzią lodową resztki lądolodu ostatniego zlodowacenia. W związku z tym nazwano go bałtyckim jeziorem lodowym (Sauramo M., 1958). Następnie stał się powoli morzem słonawowodnym o bardzo zmiennych warunkach paleoekologicznych, zależnych od sporadycznych wlewów do niecki bałtyckiej przez cieśniny karelskie świeżych wód słonych Morza Białego (Gudelis W.K., 1961; Sauramo M., 1954). Nazwano go Morzem Yoldiowym od małża Yoldia arctica (tab. 2) bytującego w zimnych wodach północy (Kessel H., 1961). Morze to było bardziej słone niż dzisiejsze Morze Bałtyckie i posiadało arktyczną faunę (Wirdheim A., Chojnacki J.C., 1992). Na skutek topnienia lodów i odciążenia dna ówczesnego basenu Morza Bałtyckiego, podniosło się dno cieśniny i połączenie które istniało z morzem zamknęło się. Dopływ świeżej słonej wody ustał, jednocześnie ogromne ilości słodkiej wody pochodzące z topniejącego lodu wysłodziły wody morza. Jeszcze raz powstało jezioro słodkowodne, Jezioro Ancylusowe (Wirdheim A., Chojnacki J.C., 1992), od ślimaka rzecznego Ancylus fluviatilis, który zasiedlał wówczas ujście rzeczne i brzegi tego zbiornika (Kessel H., 1961)

 

 

Ryc. 1 Fazy rozwoju Morza Bałtyckiego
Źródło: Wirdheim A., Chojnacki J. C., 1992, “Co się dzieje z Morzem Bałtyckim” Swedish Society for Nature Coservation, Stockholm.

Szybkie podnoszenie się poziomu jeziora ancylusowego związane było z dodatnim bilansem wodnym tego zbiornika (Sauramo M., 1954; Sauramo M., 1958), gdyż ilość wód rzecznych dopływających wówczas do Bałtyku znacznie przewyższała te ilości wody, które wyparować mogły z jego powierzchni. Od dawna wiemy już o tym z badań szwedzkich, że Jezioro Ancylusowe po osiągnięciu maksymalnego poziomu dość raptownie spłynęło w rejonie środkowej Szwecji do Morza Północnego (Sauramo M., 1958). Na terenie wybrzeża pomorskiego oznaczało to obniżenie się poziomu wód prawie o 10 – 15 m (Rosa B. 1981)

Druga główna faz transgresji holoceńskiej – transgresja litorynowa – rozpoczęła się jeszcze w końcowych latach trwania Jeziora Ancylusowego (w dalszym ciągu oddziaływał dodatni bilans wodny jeziora) i następnie, po połączeniu Bałtyku przez Cieśniny Duńskie z Morzem Północnym, przebiegała już w zależności od ówczesnych zmian poziomu oceanu światowego (Sauramo M., 1958). W obrębie głównej fazy, jaką jest transgresja litorynowa, wyodrębnić możemy co najmniej trzy krótsze fazy transgresyjne (Rosa B., 1981). Pierwsza z nich, odpowiadająca zmianie poziomu wód od około –25 m do około –12 , -10 m, była względnie szybka, gdy dwie kolejne były bardziej długotrwałe i powolne. Poziom wód zmieniał się wówczas od –10 m do około –6, -4 m i od –4 m do około –2 m. Podczas całej transgresji litorynowej Jezioro Ancylusowe stopniowo ulegało zasoleniu (Bogaczewicz – Adamczak B., 1981; Bohr R, Sokół M., 1972) i zmieniło się w Morze Mastogloi (nazwa od przewodnich form okrzemek rodzaju Mastogloia) i pod koniec tej transgresji w słonawowodne Morze Litorynowe (ślimak Littorina littorea)

Trzecią główną fazę transgresji południowego Bałtyku odnosimy już do czasów historycznych i jej początki wiążemy z datą około 500 lat p.n.e. Fazę tę można by określić jako znaczne nasilenie się tendencji transgresyjnej morza, utrzymującej się nadal aż do czasów dzisiejszych. Fazę tę nazywamy transgresją subatlantycką, gdyż przypadła ona głównie na początki subatlantyckiej fazy historii lasów Pomorza (Hutig Th., 1954; Rosa B., 1968)

Należy dodać, iż mniej więcej od roku 1850 obserwuje się ponowne nasilenie się tendencji transgresyjnej mórz i oceanów, w tym również i południowego Bałtyku. Zdaniem klimatologów transgresja ta, zwana współczesną, wyraża w sposób najbardziej ogólny fakt kumulowania się w atmosferze Ziemi ciepła produkowanego przez przemysł, co wzmaga topnienie lodów naturalnych Ziemi i zwiększa ilość wody w oceanie światowym (Budyko M.J., 1975; Dziadziuszko Z., 1979)

Dla rozwoju dzisiejszych brzegów Pomorza największe znaczenie miały te zmiany poziomu południowego Bałtyku, które nastąpiły dopiero po pierwszej szybkiej fazie transgresji litorynowej. Pod koniec tej fazy bowiem – gdy ówczesny poziom Bałtyku był już tylko prawie 10 m niższy od poziomu obecnego – linia brzegowa morza zbliżyła się do miejsca, w którym obecnie się znajduje, lokalnie zaś nawet nieznacznie przekroczyła dzisiejsze swe położenie. A ponadto wszystkie późniejsze fazy transgresyjne i drobniejsze wahania poziomu były już zmianami niewielkimi i przebiegającymi w czasie względnie powoli. W tych warunkach właśnie został zapoczątkowany ten typ rozwoju brzegów morskich Pomorza, który nieprzerwanie utrzymuje się aż do czasów dzisiejszych. Jest on więc charakterystyczny dla całej drugiej połowy holocenu, tzn. dla ostatnich około 5 – 6 tys. lat (Rosa B., 1981)

Obecny Bałtyk rozwinął się w późnym glacjale (schyłek plejstocenu) i w postglacjale (w holocenie). Obecnie znane są już główne zarysy rozwoju Morza Bałtyckiego, niemniej istnieją pewne rozbieżności o różnej wielkości, odnoszące się do ilości i nazw poszczególnych faz rozwojowych, ich wieku itp. W tabeli 3 przedstawiono dwa schematy rozwojowe Morza Bałtyckiego w późnym glacjale i postglacjale, w tym również klasyczny już dzisiaj schemat opracowany przez Matti Sauramo z Uniwersytetu w Helsinkach (Łomniewski K. i in., 1975)

Rosa B. (1968) wyróżnia cztery etapy rozwoju Bałtyku Południowego w późnym glacjale i w holocenie:

1. Okres prehistorii Morza Bałtyckiego (najstarszy dryas), gdy na obszarze południowobałtyckim następowało topnienie czaszy lodowej, tworzyły się pradoliny i lokalne zastoiska przykrawędziowe. Dały one początek najwcześniejszemu akwenowi bałtyckiemu, powstałemu na początku böllingu, przez połączenie się ze sobą wód zastoiskowych w rejonie na północ od Ławicy Słupskiej;

2. Okres późnoglacjalnej regresji Bałtyku Południowego (bölling, starszy dryas, alleröd, młoszy dryas), gdy w basenach i głębiach odkładały się iły warwowe, odpowiada on Arktycznemu Morzu Lomma;

3. Wielka holoceńska litorynowa transgresja południowobałtycka o charakterze pulsacyjnym, z okresami regresyjnymi. Powstały wtedy cztery typy osadów dennych i brzegowych:

a). ilaste i mułowe na dnie głębi,

b). osady piaszczyste, powstałe z rozmycia i rozwleczenia dawnego rumowiska brzegowego,

c). osady akumulacji brzegowej, nie rozwleczone po dnie (np. budujące podwodny cokół akumulacyjny Mierzei Helskiej,

d). osady zalewów i zatok;

4. Okres politorynowy, gdy zostały abrazyjnie ścięte odcinki klifowe wybrzeża, działała abrazja denna, a także akumulacja (m.in. ostateczne utworzenie mierzei).

Poszczególne etapy rozwoju Morza Bałtyckiego charakteryzowały się istnieniem odmiennych warunków facjalnych, w jakich odkładały się osady morskie. W konsekwencji każdy etap rozwojowy Bałtyku reprezentowany jest przez odpowiadające dawnym warunkom środowiskowym osady denne (Łomniewski K. i in., 1975).


Opracował: Marek Płatkowski – nauczyciel ZS Nr 1 w Szczecinie



1. Bohr R., Sokół M., 1972, The fossil diatom flora from the sediments of the Hel Peninsula [w:] Guide – book of exlursion (materiały z konferencji Podkomisji Dawnych Linii Brzegowych Europy Północnej INQUA, Polska – Sopot.
2. Gudelis W. K., 1961, Obszczyje czerty rozwitija morskich bieregow wostocznoj Pribałtiki w pozdnie – i poslekednikowoje wremja, Ensu teadusta Akad. Geol. Instituudi Uurimused, 8, Vilnus.
3. Hurtig Th., 1954, Die Mecklenbrgische Boddelandschaft und ihre entwicklumgsgeschichtlicke Probleme. Berlin.
4. Kessel H., 1961, Limuste levik läänemeres seose soolsusega, “Eesti Loodus” hanvel 14, Tallin.
5. Łomniewski K. i in, 1975, Morze Bałtyckie. Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa.
6. Rosa B., 1981, O rozwoju geomorfologicznym i palegeograficznym obszaru wybrzeża południowobałtyckiego, [w:] Materiały Sesji Naukowej nt. “Geologiczno – inżynierskie badania wybrzeża i dna Bałtyku Południowego”, pod red. W Subotowicza, Gdańsk.
7. Sauramo M., 1958, Die Geschichte der Ostsee, Helsinki.
8. Wirdheim A., Chojnacki J. C., 1992, “Co się dzieje z Morzem Bałtyckim” Swedish Society for Nature Coservation, Stockholm.