1. Procesy morfodynamiczne w obrębie brzegów wysokich:

Wg Subotowicza W. (1982) zróżnicowana budowa geologiczna i różne warunki hydrogeologiczne są powodem występowania na brzegach morskich różnego typu zjawisk osuwiskowych, inaczej geodynamicznych. Są to:

a). osypiska – występują na klifach zbudowanych głównie z utworów piaszczysto – żwirowych; zbocza klifów są łagodnie nachylone,
b). obrywy – charakteryzują klify zbudowane wyłącznie z glin morenowych, zwykle o wysokich parametrach wytrzymałościowych; ich zbocza są strome,
c). zsuwy i z nimi związane spływy. Obok utworów gliniastych i ilastych występują utwory przeważnie piaszczyste, a w nich woda podziemna pojawiająca się na zboczu w formie wysięków; zwykle charakteryzują zestopniowany profil zbocza klifowego.

Aktywność powyższych zjawisk, niezależnie od czynników lądowych, w głównej mierze zależy od abrazyjnej działalności morza. Na podstawie pomiarów fotogrametrycznych określono tempo abrazji klifów, które wynosi dla:

Jastrzębiej Góry - 0,94 m/rok (1977 – 1990);
Dębiny k. Ustki - 0,90 m/rok (1978 – 1990);
Niechorza – Trzęsacza - 1,10 m/rok (1974 – 1983)

Z analizy kartometrycznej przeprowadzonej przez Zawadzką E. (1995) wynika, że w dłuższym okresie, w latach 1875 – 1983, średnie tempo abrazji klifów jest podobne

Klify brzegów otwartego morza (Zawadzka E., 1995) cofały się w stuleciu (1875-1983) ze średnią prędkością –0,34m/rok. Największa prędkość erozji występowała na klifie usteckim (-1,6 m/rok), w Jarosławcu (-0,9 m/rok ), w Rowach (-0,8 m/rok), Ustroniu Morskim i Chłapowie (-0,6 m/rok).

Wg Zawadzkiej E. (1995) w latach 1960 – 1983 niszczenie klifów na odcinku od Chłapowa do Wolina oceniono na –0,5 m/rok. Maksymalne straty zlokalizowane były na klifach Dębiny, Ustki, Jarosławca. W latach 1971 – 1983 średnie straty brzegowe na klifach wzrosły do –0,96 m/rok. Największe cofanie brzegu występowało nadal na klifach od Rowów przez Dębinę do Ustki (-2,7 m/rok)oraz na klifie w Ustroniu Morskim. Podnóże klifów na odcinku Chłapowo – Wolin niszczone było w latach 1960 – 1983 z prędkością –0,39 m/rok, a w latach 1971 – 1983 –0,58 m/rok.

Wyniki porównania uśrednionych zmian brzegów klifowych z uśrednionymi zmianami brzegów otwartego morza w każdym z analizowanych okresów wykazały większą prędkość niszczenia brzegów klifowych. Jednocześnie również rosła prędkość erozji wydm. Stosunek prędkości niszczenia klifów do niszczenia wydm wynosił w stuleciu (1875 – 1983) jak
1,6 : 1, a w latach 1960 – 1983 jak 1,2 : 1. Wyniki te dokumentują nasilenie się wyrównawczych procesów erozji na brzegach wydmowych (Zawadzka E., 1995).

Ponad 18 % (tj. około 45 km) wybrzeży Zatoki Gdańskiej to wybrzeża klifowe (licząc z klifami zachodniego wybrzeża Półwyspu Sambijskiego). Niektóre odcinki tych klifów współcześnie są już martwe (Subotowicz W., 1972; 1978). Jednak nadal niszczeniu poddawanych jest około 7 % wybrzeży Zatoki (tj. około 18 km, w tym 10 km wybrzeża zachodniego i 8 km wschodniego).

Wg Musielaka S. (1978) w rejonie Zatoki Gdańskiej niszczeniu pod wpływem fal przyboju podlegają nie tylko brzegi, ale i dno morskie. Jest to głównie niszczenie, któremu towarzyszy rozpraszanie energii kinetycznej potoku przyboju, czyli tzw. abrazja mechaniczna.

W wyniku abrazji następuje przekształcanie wyjściowgo profilu brzegu. Niszczone przez fale morskie klify stopniowo cofają się i są coraz to wyższe. U podnóży cofających się klifów powstają wyrównane powierzchnie (tzw. platformy abrazyjne), które rozszerzają się w miarę odsuwania się klifu. Powierzchnie te są niszczone przez fale równocześnie z abrazją klifów. Oddziaływanie fal na dno zachodzi na całej rozciągłości profilu strefy brzegowej, z tym większą intensywnością, czym mniejsza jest głębokość. Uznaje się, że abrazja jest proporcjonalna do ilości energii fali przy dnie, lub do kwadratu prędkości ruchów falowych w warstwie przydennej (Musielak S., 1978).

Obserwując oddziaływanie fal na klify zachodniego wybrzeża Zatoki Gdańskiej, zauważono, że jego intensywność wyraźnie maleje w miarę, jak zwiększa się szerokość przybrzeżnej platformy abrazyjnej i wysokość klifu. Jest to w pełni zrozumiałe, jako że fale, przechodząc nad płytkowodną platformą przybrzeżną, wytracają znaczną część swej energii (Musielak S., 1966).

Wg Musielaka S. (1978) w strefę przyboju wprowadzane są znaczne ilości materiału osadowego przez rzeki (głównie Wisłę), wiatr oraz lód (rzeczny i przybrzeżny). Z materiału tego powstaje rumowisko przybrzeżne, charakteryzujące się dużą ruchliwością.

Rumowisko to w zależności od kąta podejścia fal do brzegu i nachylenia dna przemieszcza się prostopadle do linii brzegowej lub wzdłuż brzegu.

Poprzeczne przemieszczanie rumowiska przybrzeżnego. Jeśli fale podchodzą do brzegu pod kątem prostym i kierunek ten pokrywa się z kierunkiem nachylenia dna, to rumowisko będzie przemieszczać się prostopadle do brzegu.

Ten rodzaj przemieszczania rumowiska przybrzeżnego jest najbardziej powszechnym na omawianym obszarze. Praktycznie przy falowaniu z dowolnego kierunku możemy znaleźć u wybrzeży Zatoki Gdańskiej odcinki brzegu, gdzie przemieszczanie tego typu zachodzi. Najistotniejszą rolę odgrywa ono jednak w strefie brzegowej takich form akumulacyjnych, jak Mierzeja Wiślana i Rybitwia Mielizna (Rewa Mew).

Przemieszczanie rumowiska wzdłuż brzegów. Przy skośnym podejściu fal do brzegu, w ruchu rumowiska przybrzeżnego zauważyć można dwie składowe: prostopadłą i równoległą do linii brzegowej. W wyniku oddziaływania tych składowych cząstki osadu będą przemieszczane wzdłuż brzegu. Masowa wędrówka materiału osadowego wzdłuż brzegu nazywana jest ruchem rumowiska lub transportem litoralnym (Musielak S., 1967)

 

Ryc. 1. Kierunki przemieszczania się rumowiska brzegowego
Brzegi klifowe (1) i akumulacyjne (2) w strefie polskiego wybrzeża wg W. Subotowicza (1982) z uzupełnieniami A. Kostrzewskiego (1991)

Strzałki – potoki rumowiskowe

Od transgresji litorynowej po czasy współczesne znaczniejszych przeobrażeń na Pobrzeżu Kaszubskim dokonuje abrazja morska, niszcząc zarówno pradoliny, jak i kępy. Jej dziełem jest daleko posunięte zniszczenie kęp nadmorskich, zachowanych współcześnie już tylko we fragmentach (Augustowski B., 1965).

Wspomniana abrazja spowodowała, że formy wysoczyznowe od strony morza ograniczone są klifami. Współcześnie jedne z nich są martwe, inne zaś aktywne. Przy tym nie jest to stan trwały, a tempo rozwoju klifów jest zmienne w czasie i przestrzeni (Subotowicz W., 1976; 1977).

Zauważyć ponadto trzeba, że ich rozwój uzależniony jest z jednej strony od dynamiki morza, która notabene jest bezpośrednią przyczyną zjawiska, z drugiej zaś od budowy geologicznej i stosunków wodnych panujących na brzegu klifowym (Subotowicz W., 1976).

Jednym z procesów współuczestniczących w dynamice aktywnego brzegu klifowego są zjawiska osuwiskowe, inaczej zjawiska geodynamiczne.

Aktywność geodynamiczna klifów Kępy Redłowskiej jest największa spośród brzegów klifowych Zatoki Gdańskiej. Wynika to ze zróżnicowanej budowy geologicznej i obecności wysięków wody gruntowej. Ponadto należy dodać, że najbardziej na południe, poza cieniem Półwyspu Helskiego, wysunięte położenie analizowanego klifu, sprzyja największemu wyładowywaniu się niszczącej energii morza. Stąd aktywność pozostałych klifów, zlokalizowanych bardziej na północ, jest zdecydowanie mniejsza (Subotowicz W., 1976).

1.1. Procesy morfodynamiczne w obrębie brzegów niskich

Jeżeli w podbrzeżu, na plaży i bezpośrednio pod wydmą występuje podłoże macierzyste reprezentowane na przykład przez gliny morenowe, podobnie jak na brzegu klifowym, wtedy w zasadzie tempo abrazji wydm odpowiada tempu abrazji klifów.

Inaczej proces przebiega, kiedy nadbrzeże wydmowe spoczywa na piaszczystych utworach fluwioglacjalnych lub na współczesnych utworach piaszczystych, które rozciągają się ku plaży i podbrzeżu. Mała odporność i większe tempo abrazji takiego podłoża macierzystego sprawia, że jego profil abrazyjny jest pogłębiony i wklęsły (Subotowicz W. 1982). Jeżeli dodatkowo ilość transportowanego rumowiska, a przy tym miąższość warstwy dynamicznej jest mała, wtedy tempo abrazji wydm będzie zdecydowanie większe niż w poprzednim przypadku.

Rezultatem działalności budującej fal sztormowych są nadbrzeżne wały burzowe. Wały te zbudowane z piasków lub żwirów mają profil asymetryczny, od strony lądu są bardziej strome. Wysokość wałów burzowych na brzegach mórz wynosi 2 – 6 m, a oceanów 10 – 12 m. Z piasku tych wałów są budowane wydmy nadmorskie (Klimaszewski M., 1995).

W obrębie plaży odbywa się nieustanne przemieszczanie osadów piaszczystych i żwirowych. Gdy fale napływają równolegle do brzegu materiał jest wyrzucany na brzeg – plażę i zabierany następnie z powrotem na to samo miejsce. Gdy fale uderzają ukośnie, wówczas następuje przemieszczanie piasków wzdłuż brzegu drogą zygzakowatą (rys. 2.). Ostatnio większą rolę przypisuje się prądom przybrzeżnym. U wybrzeży wyrównanych powstają przesypy klinowe, rosnące prostopadle do brzegu w kierunku otwartego morza, w miejscach spotykania się prądu panującego, podcinającego brzegi z prądem okresowym (Klimaszewski M., 1995).
 

Ryc. 2. Ruch wahadłowy (A) i wędrówka zygzakowata (B) osadów morskich wzdłuż
brzegu morskiego Źródło: Klimaszewski A.,1995 Geomorfologia. Wydawnictwo PWN. Wyd. 2, Warszawa.

U wybrzeży rozwiniętych powstają wały przesypów w postaci kos, mierzei i tombolo. Kosy są to wąskie półwyspy, ciągnące się w przedłużeniu plaży w kierunku morza (kosa Helu), rosną wskutek stałej dostawy z wybrzeża świeżego piasku (ryc. 3.). Zaburzenia w dostawie spowodowane niewłaściwą lokalizacją falochronów i urządzeń portowych doprowadzają do przerwania, a nawet zniszczenia kosy. Kosy zamykające zatokę całkowicie są nazywane mierzejami, a odcięta część zatoki morskiej zalewem. Mierzeje zamykające wyloty dolin jarowych noszą nazwę limanów. Mierzeje – tombolo łączą ląd z pobliską wyspą oraz wyspy ze sobą . Mierzejami zostały połączone wyspy morenowe Uznam i Wolin, zamykające Zalew Szczeciński (Klimaszewski M., 1995)
 

Ryc. 3. Powstawanie kosy
Źródło: Klimaszewski M., 1995 Geomorfologia. Wydawnictwo PWN. Wyd. 2, Warszawa

Brzegi mierzei jezior przymorskich w sytuacji nasilającego się procesu erozji, ze względu na niewielkie szerokości pasa wydm oraz niskie tereny położone na ich zapleczu, znajdują się w sferze zainteresowania służb ochrony brzegów. Bilans zmian w stuleciu (1889-1983) w granicach jezior przymorskich wykazał straty lądu o prędkości-0,08 m/rok. Wartość jest zgodna ze średnią prędkością wyznaczoną dla polskich brzegów południowobałtyckich. Jest natomiast o 50 % niższa od średniej prędkości zmian brzegów otwartego morza. Fakt ten ma związek z występowaniem w okresie stulecia akumulacji na mierzejach wschodniego wybrzeża. Z wyjątkiem mierzei jeziora Gardno i Łebsko, charakteryzujących się akumulacją (0,07-0,27 m/rok), pozostałe mierzeje były niszczone z małą i średnią prędkością. Największymi zmianami charakteryzowały się mierzeje jezior Bukowo oraz Sarbsko, Dołgie i Resko (Zawadzka E.,1995)



1.2. Zmienny w czasie i przestrzeni rozwój linii brzegowej



W związku z powyższymi rozważaniami należy stwierdzić, że batymetria i charakter litologiczny podbrzeża, a zwłaszcza jego podłoże macierzyste, decydują o kształcie linii brzegowej w planie. Jako przykład można podać kształt linii brzegu wydmowego na wysokości mierzei jeziora Kopań (Subotowicz W., 1990). Wprawdzie nadbrzeże jest wydmowe – podatne na abrazję, jednakże linia brzegowa jest tam wypukła w stronę morza. Przekonuje nas o takim stanie rzeczy płytkie podbrzeże i odsłaniające się w nim gliniaste podłoże macierzyste. W innych przypadkach, niezależnie od typu brzegu morskiego, gdy w podbrzeżu obok warstwy dynamicznej dość głęboko występuje podłoże macierzyste podatne na abrazję, linia brzegowa ma przebieg wklęsły ku lądowi lub co najwyżej ma kształt linii prostej

W konsekwencji generalny przebieg linii brzegowej w Polsce nie jest wyrównany. W jej kształcie w planie dostrzegamy odcinki wypukłe w stronę morza, na przykład na odcinku Rozewie – Jastrzębia Góra i w rejonie Jarosławca. One ostatecznie decydują o uśrednionym tempie abrazji rozpatrywanego brzegu morskiego

Interesujące jest to, że w obrębie tych wysuniętych w stronę morza odcinków brzegu morskiego, i na innych odcinkach również, można wyróżnić drugorzędne zróżnicowane w kształcie linii brzegowej (Subotowicz W., 1991). To z kolei jest związane z tak zwanym fazowym rozwojem brzegu morskiego (Subotowicz W., 1982). Efekt tego procesu można obserwować na zachodnim wybrzeżu Zatoki Gdańskiej, na odcinku Rozewie – Jastrzębia Góra i w rejonie Poddąbia

Jeżeli na abrazyjnym odcinku brzegu morskiego w podłożu macierzystym podbrzeża i plaży wystąpią podatne na abrazję piaszczysto – żwirowe utwory fluwioglacjalne lub współczesne utwory piaszczyste (aluwialne lub jeziorne), wtedy tempo abrazji takiego podbrzeża i towarzyszącego mu klifu lub wydmy jest większe. Te fragmenty brzegu morskiego przyjmą kształt zatokowy. Towarzyszyć im będą wypukłe w stronę morza przylądki. Odpowiadać to będzie pierwszej fazie rozwoju brzegu morskiego (rys. 4.), którego linia przyjmie kształt sinusoidalny. Pogłębianie się form zatokowych nie przebiega w nieskończoność. W końcowym etapie ich tworzenia się atakująca fala nie jest zdolna atakować nadbrzeża, a jedynie może osadzać transportowane rumowisko w zatoce. W ten sposób nadbrzeże klifowe lub wydmowe zamiera, zaś na jego odmorskim przedpolu powstaje szeroka plaża z ewentualnie powstałymi nowymi wydmami. Dotychczasowy brzeg klifowy może się przekształcić w brzeg wydmowy. Linia brzegowa ulega chwilowemu wyrównaniu, zaś wspomniane zatokowe odcinki brzegu morskiego – względnej stabilizacji. Odpowiada to drugiej fazie rozwoju brzegu morskiego (rys. 4.).
Ta względność procesu wynika z transgredującego charakteru południowego Bałtyku w stosunku do brzegu morskiego (Subotowicz W., 1990)

W konsekwencji dalszego rozwoju brzegu morskiego i przemieszczania się linii brzegowej w stronę lądu również odbudowane fragmenty brzegu z czasem ulegną abrazji. Będzie to trzecia faza (rys. 5.4.). Plaża będzie konsekwentnie degradowana tak dalece, że uaktywni się ponownie dotychczas martwe nadbrzeże. Dalsza ewolucja linii brzegowej doprowadzi do stanu wyjściowego odpowiadającego pierwszej fazie, ale brzeg morski będzie już zlokalizowany w innym miejscu w stosunku do poprzedniego (Subotowicz W., 1990)
 

 

Ryc. 4. Fazy rozwoju brzegu morskiego
Źródło: Subotowicz W., Geologia i geomorfologia. Słupsk 1997/3

Literatura:

Augustowski B., 1965, Układ i rozwój pradolin Pobrzeża Kaszubskiego, Zesz. geogr. WSP Gdańsk, R.7.
Klimaszewski M., 1995, Geomorfologia. Wydawnictwo PWN. Wyd. 2, Warszawa.
Musielak S., 1966, Procesy brzegowe na Wybrzeżu Zachodnim Zatoki Puckiej. Gdańsk (Maszynopis w Zakładzie Geomorfologii i Geologii Czwartorzędu UG).
Musielak S., 1967, Niektóre procesy brzegowe w okolicach Rewy, “Zeszyty Geograficzne WSP w Gdańsku”, R.IX.
Musielak S., 1978, Procesy litodynamiczne w strefie przyboju, “Oceanografia” nr 8.
Subotowicz W., 1972, Współczesne tendencje rozwoju brzegów klifowych regionu gdańskiego, [w:] Przewodnik XLIV Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Cetniewo.
Subotowicz W., 1977, Dynamika brzegów klifowych regionu gdańskiego, Zesz. nauk. PG, nr 258, Bud. Wod., nr 20.
Subotowicz W., 1978, Geodynamika brzegów klifowych regionu gdańskiego, Gdańsk.
Subotowicz W., 1982, Litodynamika brzegów klifowych. Wrocław – Warszawa.
Zawadzka E., 1995, Tendencje rozwojowe polskich brzegów południowego Bałtyku, Inżynieria Morska i Geotechniczna, nr 5

Marek Płatkowski – nauczyciel geografii w Zespole Szkół Nr 1 w Szczecinie