Projekt okładki i stron tytułowych Marek Goebel

Wydawca Katarzyna Włodarczyk-Gil

Redaktor Iwona Bednarz

Koordynator ds. redakcji Renata Ziółkowska

Koordynator produkcji Mariola Grzywacka

Skład wersji elektronicznej na zlecenie Wydawnictwa Naukowego PWN Marcin Kapusta / konwersja.virtualo.pl

Recenzent

dr hab. Marek Kruk, prof. Uniwersytetu Warmińsko-Mazurskiego w Olsztynie

Publikacja dofinansowana ze środków Uniwersytetu Gdańskiego

Książka, którą nabyłeś, jest dziełem twórcy i wydawcy. Prosimy, abyś przestrzegał praw, jakie im przysługują. Jej zawartość możesz udostępnić nieodpłatnie osobom bliskim lub osobiście znanym. Ale nie publikuj jej w internecie. Jeśli cytujesz jej fragmenty, nie zmieniaj ich treści i koniecznie zaznacz, czyje to dzieło. A kopiując jej część, rób to jedynie na użytek osobisty.

Szanujmy cudzą własność i prawo.

Więcej na www.legalnakultura.pl.

Polska Izba Książki

Copyright © by Wydawnictwo Naukowe PWN SA

Warszawa 2018

eBook został przygotowany na podstawie wydania papierowego z 2018 r., (wyd. I)

Warszawa 2018

ISBN 978-83-01-20126-5

Wydawnictwo Naukowe PWN SA

02-460 Warszawa, ul. Gottlieba Daimlera 2

tel. 22 69 54 321, faks 22 69 54 288

infolinia 801 33 33 88

e-mail: pwn@pwn.com.pl; reklama@pwn.pl

www.pwn.pl

Wprowadzenie

Monografia Zalew Wiślany jest publikacją skierowaną do teoretyków i praktyków zajmujących się szeroko rozumianą problematyką związaną ze środowiskiem i jego ochroną oraz zachowaniem zasobów naturalnych, a także zarządzaniem środowiskiem. Z powodzeniem może też służyć jako pomoc pracownikom administracji rządowej i samorządowej, a także studentom i wykładowcom akademickim zajmującym się sprawami środowiska i zasobów naturalnych lub infrastrukturą.

W książce ukazano zależności i współzależności zachodzące w ekosystemie morskim i lądowo-morskim Zalewu Wiślanego. Monografia stanowi kompleksowe opracowanie materiałów, danych archiwalnych oraz badań własnych dotyczących Zalewu Wiślanego. Jest to wszechstronne kompendium wiedzy podsumowujące dotychczasowe doniesienia naukowe poświęcone Zalewowi Wiślanemu. Obejmuje zagadnienia od genezy powstania tego zbiornika, poprzez jego właściwości klimatyczno-meteorologiczne, fizyczne, chemiczne, organizmy w nim żyjące oraz interakcje pomiędzy nimi. Ponadto w książce podjęto tematy opisujące stan sozologiczny plaż oraz aspekty prawne związane z ochroną i prowadzeniem zrównoważonego regionu. Zatem w książce zawarta jest zebrana i usystematyzowana dostępna wiedza naukowa o ekosystemie Zalewu Wiślanego, jego znaczeniu w świadczeniu usług ekosystemowych oraz rozwoju zrównoważonym i zarządzaniu środowiskowym. Wiedza o funkcjonowaniu ekosystemów w nurcie rozwoju zrównoważonego ma istotne znaczenie przy podejmowaniu stosownych decyzji przez organy administracji. Decyzje bowiem pozostają w ścisłym związku z nałożonym na władze publiczne konstytucyjnym obowiązkiem ochrony środowiska, w tym w szczególności ochrony zasobów cennych przyrodniczo, takich jak te, które występują na Mierzei Wiślanej i w Zalewie Wiślanym lub są ich częścią. Zarówno Zalew Wiślany, jak i Mierzeja Wiślana znajdują się pod szczególną ochroną prawną wynikającą z przepisów polskiego prawa oraz z prawa Unii Europejskiej, a także międzynarodowego prawa środowiska.

Monografia składa się z 9 rozdziałów. W spisie treści podane są nazwiska autorów każdego z podrozdziałów, a na końcu książki podano krótkie biogramy autorów.

W opracowaniu monografii wzięło udział 35 specjalistów z zakresu ekologii, hydrobiologii, hydrofizyki, hydrochemii, geologii, meteorologii, rozwoju zrównoważonego oraz prawa. Są to badacze z różnych uczelni i instytucji naukowych. Największy zespół to naukowcy oraz doktoranci z Instytutu Oceanografii Uniwersytetu Gdańskiego (Magdalena Bełdowska, Agata Błaszczyk, Jerzy Bolałek, Dorota Burska, Natalia Chyła, Aldona Dobrzycka-Krahel, Aleksandra Dudkowska, Gabriela Gic-Grusza, Bożena Graca, Agnieszka Herman, Marcin Kalarus, Justyna Kobos, Katarzyna Łukawska-Matuszewska, Maciej Matciak, Stella Mudrak-Cegiołka, Anna J. Lizińska, Andrzej R. Reindl, Jarosław Pędziński, Dorota Pryputniewicz-Flis, Mariusz R. Sapota, Adam Sokołowski, Marta Staniszewska, Ewa Szymczak i Małgorzata Witak). Z Uniwersytetu Gdańskiego w opracowaniu książki wzięli udział również: Izabela T. Chlost i Roman Cieśliński z Instytutu Geografii, Dorota Pyć z Wydziału Prawa i Administracji oraz Barbara Wojtasik z Wydziału Biologii. Panie Izabela Jabłońska-Barna, Magdalena Mleczko i Ewa Solanowska-Ratajczak są związane z Uniwersytetem Warmińsko-Mazurskim. Z Państwowej Wyższej Szkoły Zawodowej w Elblągu są: Lidia Nawrocka i Agata Rychter. Ponadto autorami jednego rozdziału i współautorami dwu innych są Ryszard Kornijów i Mariusz Zalewski z Morskiego Instytutu Rybackiego – PIB.

Tak dobry interdyscyplinarny zespół zapewni, że przez następne dziesiątki lat opracowanie to będzie odnośnikiem do zmian, jakie zachodzić będą w ekosystemie Zalewu Wiślanego pod wpływem antropopresji.

1
GENEZA ZALEWU WIŚLANEGO

Małgorzata Witak

1.1. Zarys budowy geologicznej podłoża podczwartorzędowego

Obszar Zalewu Wiślanego jest usytuowany w obrębie syneklizy perybałtyckiej (obniżenia nadbałtyckiego), stanowiącej zachodnią część prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej. Trzon krystaliczny tej części obniżenia leży w granicach kompleksu mazurskiego, zbudowanego głównie z mezoproterozoicznych granitów datowanych na 1,525–1,499 mld lat (Cymerman, 2004). Strop tych skał obniża się w kierunku zachodnim od 3000 m w okolicach Fromborka do 3400 m koło Elbląga (Stolarczyk, 1979). Cokół krystaliczny jest przykryty skałami osadowymi paleozoiku, które w granicach Polski obejmują jego dolną część od kambru do syluru. Skały te należą do dolnopaleozoicznej jednostki zwanej monokliną kętrzyńską, która na zachód od Wisły sąsiaduje ze strefą Łeby, charakteryzującą się pełniejszym wykształceniem systemów: kambryjskiego, ordowickiego i sylurskiego (Bednarczyk, 1994). Profil skał monokliny kętrzyńskiej ma mniejszą miąższość, ze względu na ruchy tektoniczne oraz liczne luki erozyjne i sedymentacyjne.

Najstarsze skały pokrywy osadowej, reprezentowane przez lądowe czerwone zlepieńce i piaskowce arkozowe facji aluwialnych należące do formacji smołdzińskiej, powstały na przełomie proterozoiku i paleozoiku, czyli na granicy ediakaru i kambru (Bednarczyk, 1984; Sikorska, 2007). Ich fragmenty występują na zachodnim krańcu Zalewu Wiślanego (Jaworski, 1979). Z początkiem kambru (około 541–485 mln lat) nastąpiła transgresja morska, w wyniku której w płytkim zbiorniku powstały piaskowce i mułowce glaukonitowe z przewodnią fauną bentosową, zwane formacją łebską (tab. 1.1) (Bednarczyk i Przybyłowicz, 1980). Wraz z rozwojem transgresji w kambrze środkowym głębokość zbiornika wzrastała, a na dnie gromadziły się ciemnoszare osady mulisto-ilaste formacji sarbskiej. W wyniku spłycenia morza spowodowanego regresją powstały piaskowce formacji dębkowskiej. W okolicach Krynicy Morskiej profil kambru o całkowitej miąższości około 350 m zamyka formacja słowińska, reprezentowana przez iłowce z wkładkami zlepieńców z fauną trylobitową (Lendzion, 1976).

Skały ordowiku (około 485,4–443 mln lat) rejonu Zalewu Wiślanego mają niewielką miąższość, od 60 m w okolicach Skowronek do 100 m w części rosyjskiej (Stolarczyk, 1979). W spągu systemu ordowickiego występuje cienka warstwa glaukonitytu, powstała w wyniku transgresji morza, którego zasięg objął znaczną część wyniesienia mazurskiego.

Tab. 1.1. Zmiany środowiska i litologii w Zalewie Wiślanym w fanerozoiku (bez czwartorzędu) (opracowanie na podstawie Stupnicka i Stempień-Sałek, 2004)

W wyniku ograniczonego dopływu materiału terygenicznego w płytkim morzu ordowickim powstały rozmaite wapienie ze skamieniałościami trylobitów i ramienionogów. W skałach węglanowych występują liczne powierzchnie rozmycia i przerwy w sedymentacji. W stropie profilu pojawia się kwarc detrytyczny, wskazujący na regresję morza, wywołaną ogólnoświatowym obniżeniem poziomu wszechoceanu wskutek zlodowacenia Gondwany w późnym ordowiku.

Z początkiem syluru (około 443–419 mln lat) recesja lądolodu gondwańskiego spowodowała eustatyczne podniesienie poziomu mórz na świecie i globalną transgresję rejestrowaną na wielu kontynentach. W syneklizie perybałtyckiej system sylurski jest reprezentowany głównie przez łupki ilaste, mułowcowe przepełnione szczątkami fauny graptolitowej. Spąg syluru zapada w kierunku południowo-zachodnim. W rejonie Zalewu Wiślanego leży on na głębokości około 2750 m w polskiej części i około 2500 m za rosyjską granicą (Poprawa, 2010). Najniższy sylur stanowią łupki graptolitowe o miąższości 40–70 m. W skałach ilastych występują bogate, choć mocno rozproszone złoża gazu ziemnego, w których źródłem materii organicznej są szkielety zbudowane z keratyny planktonicznych graptolitów. Ze względu na głębokość zalegania i dojrzałość termiczną najbardziej perspektywiczne są łupki ilaste dolnego syluru. W środkowej części syluru w facjach ilastych pojawiają się przewarstwienia wapieni i dolomitów, ich łączna miąższość waha się od 200 do 500 m. Skały górnosylurskie o zmiennej, lecz znacznie większej miąższości, sięgającej około 1500 m, są zbudowane głównie z mułowców z wkładkami łupków ilastych i wapieni ze skamieniałościami ramienionogów i ryb. Sukcesja skał, obecność węglanów i mułowców, jak również inwentarz zachowanej fauny świadczą o sedymentacji w stopniowo wypłycającym się zbiorniku i wyraźnych tendencjach regresywnych w późnym sylurze.

Skały dewonu (około 419–358 mln lat) i karbonu (około 358–298 mln lat) nie występują w podłożu Zalewu Wiślanego, podobnie jak w zachodniej części obniżenia nadbałtyckiego. Ta luka stratygraficzna może wynikać z braku depozycji w tych okresach lub intensywnej późniejszej erozji (np. w środowisku lądowym). W związku z powyższym na skałach dolnego paleozoiku leżą osady następnego piętra strukturalnego – kompleksu permsko-mezozoicznego.

Z początkiem permu (około 298–251 mln lat) obszar Zalewu Wiślanego leżący w obrębie obniżenia warmińskiego był wypełniany aluwiami okresowych strumieni roztokowych płynących z południa, z płaskowyżu mazurskiego (Pokorski, 1997). Efektem akumulacji rzecznej jest występowanie zlepieńców i piaskowców facji korytowej obocznie przechodzących w poziomo laminowane mułowce i iłowce równi zalewowych. Maksymalna miąższość osadów czerwonego spągowca górnego wynosi 60 m. W późnym permie na silnie speneplenizowany ląd wtargnęło od zachodu morze cechsztyńskie i objęło zasięgiem zachodnią część platformy prekambryjskiej (Wagner, 1997). W suchym i gorącym klimacie wskutek intensywnego parowania powstały ewaporaty. W wyniku trzykrotnej transgresji wód morskich w rejonie Zalewu Wiślanego powstały trzy cyklotemy cechsztynu PZ1 (werra), PZ2 (strassfurt) i PZ3 (leine) reprezentowane przez utwory węglanowo-ewaporatowe. Jedynie w wapieniu cechsztyńskim powstałym w najstarszym cyklotemie PZ1 występują morskie skamieniałości (otwornice, małżoraczki, ramienionogi, małże i ślimaki), w pozostałych skałach: w pokładach soli kamiennej, anhydrytu, dolomitu fauna nie występuje.

Powyżej zalegają osady pstrego piaskowca, reprezentowane głównie przez lądowe utwory terygeniczne powstałe z początkiem triasu (około 251–201 mln lat) (Szyperko-Teller, 1997). W spągu występują czerwone iłowce i mułowce formacji bałtyckiej, przykryte iłowcami formacji lidzbardzkiej z wkładkami wapieni, z fauną morską, które świadczą o krótkotrwałych ingresjach morza. Na nich wykształcone są typowo lądowe czerwone piaskowce kwarcowe formacji malborskiej oraz skały okruchowe różnych frakcji, od psefitowej do pelitowej, reprezentujące formację elbląską ze szczątkami flory. W skałach dolnego triasu liczne są luki sedymentacyjne, a ich całkowita miąższość nie przekracza 500 m. W wyniku transgresji morza w środkowym triasie nastąpiła zmiana sedymentacji na węglanową. Obszar Zalewu Wiślanego leżał w tym czasie w strefie brzegowej morza, w której dominowała depozycja osadów marglisto-ilastych, w których znajdowane są szczątki otwornic, małżoraczków i małży. Miąższość tych skał, reprezentujących tzw. wapień muszlowy, nie przekracza 50 m. W gorącym i półsuchym klimacie późnego triasu intensywnie oddziaływały procesy denudacyjne, których skutkiem są luki stratygraficzne. Skały górnego triasu wykształcone są jako iłowce i pstre zlepieńce z wkładkami piaskowców z morską mikrofauną o niewielkiej miąższości.

Na początku jury (około 201–145 mln lat) obszar Zalewu Wiślanego był okresowo zalewany wodami transgredującego morza, w wyniku czego powstały niewielkiej miąższości skały piaszczysto-ilaste (Deczkowski, 1997). W warunkach lądowych środkowej jury powstały piaszczyste i żwirowe osady rzeczne obocznie przechodzące w mułowce i iłowce rozległych jeziorzysk i równin akumulacyjnych. Z końcem jury środkowej nastąpiła transgresja morska i w płytkiej strefie szelfowej morza powstały piaskowce i iłowce z bogatą fauną amonitową kilkunastometrowej miąższości. Rozwój transgresji w później jurze przyniósł zmianę sedymentacji na pełnomorską (Niemczycka, 1997). W iłowcach i wapieniach formacji Łyny występują liczne mięczaki – amonity, belemnity, małże, ślimaki oraz ramienionogi i liliowce. Ponadto zachowany jest bogaty zespół mikroskamieniałości – otwornice i małżoraczki. Pod koniec jury wraz z tendencjami regresywnymi ponownie powstały płytkomorskie utwory piaszczyste. Łączna miąższość górnej jury wynosi około 200 m.

Z początkiem kredy (około 145–66 mln lat) rejon Zalewu Wiślanego, podobnie jak większa część Polski północno-wschodniej, był lądem z przewagą procesów erozyjno-denudacyjnych. W późnej kredzie stopniowa transgresja morza od zachodu spowodowała sedymentację piasków glaukonitowych z fosforytami przykrytymi osadami mulisto-ilastymi z wkładkami margli i wapieni. Cechy osadów najwyższej kredy świadczą o stopniowej regresji morza i całkowitym zamknięciu w paleocenie (Krassowska, 1997). Całkowita miąższość osadów górnej kredy przekracza 400 m.

Ostatnia rozległa transgresja morza dotarła na obszar Zalewu Wiślanego w eocenie (około 56–33 mln lat), w wyniku czego powstał płytki basen sedymentacyjny wypełniany aż do miocenu (około 23–5,3 mln lat) zielonymi piaskami glaukonitowymi z konkrecjami fosforytów i pirytów. Następnie w pliocenie (około 5,3–2,5 mln lat) powstało w tym regionie rozległe jeziorzysko z sedymentacją tzw. iłów poznańskich, silnie zaburzonych glacitektonicznie pod wpływem nacisku plejstoceńskich lądolodów. Niemniej w wyniku procesów erozyjnych osady paleogeńskie i neogeńskie nie tworzą zwartej pokrywy, ale jedynie izolowane płaty. Stąd powierzchnia podczwartorzędowa Zalewu Wiślanego, zbudowana głównie z utworów kredowych, ma urozmaiconą rzeźbę z deniwelacjami sięgającymi 200 m. Występują tu zagłębienia terenu, np. obniżenie delty Wisły, oraz wyniesienia, np. Elbląsko-Warmińskie.

Małgorzata Witak
Jarosław Pędziński

1.2. Plejstocen

W plejstocenie (około 2,5 Ma–11,65 ka) obszar Zalewu Wiślanego był kilkakrotnie pokryty lądolodem, co w dużym stopniu przemodelowało jego rzeźbę. Podobnie jak w innych regionach Polski i Europy procesy detrakcji, egzaracji i abrazji lodowcowej z jednej strony oraz akumulacji z drugiej odcisnęły głębokie piętno na wykształceniu geomorfologicznym tego regionu (Mojski, 2005). Liczba i zasięg kolejnych zlodowaceń plejstoceńskich są nadal przedmiotem wielu dyskusji i kontrowersji. Stratygrafię plejstocenu mocno komplikują podziały stratygraficzne o charakterze lokalnym, które ze względu na problemy z datowaniem osadów glacjalnych i interglacjalnych niezwykle trudno jest korelować. Dodatkowym utrudnieniem jest bardzo zmienna miąższość osadów plejstoceńskich w rejonie Zalewu Wiślanego, która waha się od kilku do 200 m (Wypych, 1975).

Zdaniem Mojskiego (2005) wskutek oziębienia klimatycznego we wczesnym plejstocenie pierwsze nasunięcie lądolodu, tzw. zlodowacenie Narwi (około 950–550 ka BP), objęło zasięgiem północno-wschodnią część Polski (rys. 1.1). Po ociepleniu interglacjału augustowskiego kolejnym epizodem glacjalnym było zlodowacenie Sanu I (około 627–592 ka BP), które sięgnęło Sudetów i Karpat. Po deglacjacji w interglacjale ferdynandowskim z początkiem środkowego plejstocenu nastąpiło zlodowacenie Sanu II (około 472–440 ka BP) (Marks, 2005). Wskutek nacisku masy lodu powstały w tym czasie zaburzenia glacitektoniczne w iłach poznańskich między Elblągiem a Fromborkiem (Mojski, 2005). Ponadto między Głębią Gdańską a dolną Wisłą powstała duża niecka egzaracyjna, sięgająca na wschód rejonu Zalewu Wiślanego (Kenig, 1998). To obniżenie terenu było wykorzystywane przez kolejne nasuwające się od północy lądolody zlodowacenia Odry (około 300–270 ka BP) i Warty (około 190–128 ka BP). Duże zróżnicowanie litologiczne i zaburzenia glacitektoniczne osadów starszego plejstocenu uniemożliwiają dokładną interpretację zdarzeń, niemniej wydaje się, że efektem działalności akumulacyjnej jednego z tych zlodowaceń jest poziom szarej gliny zwałowej (Wypych, 1975).

Po ustąpieniu lądolodu warciańskiego, w warunkach ciepłego klimatu interglacjału eemskiego (około 130–110 ka BP), w zachodniej części Zalewu Wiślanego oraz w dolinie dolnej Wisły powstała seria morskich piasków z wkładkami żwirów, zawierająca muszle morskich małży i otwornic (Makowska, 1979). Obecnie osady klastyczne piaszczysto-muliste leżą na głębokości 20 m p.p.m. Zdaniem autorki cechy litologiczne i paleontologiczne pozwalają wysnuć tezę o obecności bardzo płytkiego zbiornika brakicznego, o głębokości do 20 m, zwanego Morzem Tychnowskim. Transgresja morska przyszła z północy od strony rozległego Morza Eemskiego i objęła zasięgiem płaską nizinę aż do miejscowości Prabuty (Makowska, 1995). Morze Tychnowskie było zbiornikiem ciepłym, o czym świadczy wysoka frekwencja ciepłolubnej, tzw. luzytańskiej, fauny morskiej z gatunkami Eulimella nitissima i Retusa umbilicata oraz szata roślinna porastająca jego obrzeża (Brodniewicz, 1960). Po optimum klimatycznym eemu nastąpiło ochłodzenie klimatu i oziębienie wód morza, w wyniku czego fauna luzytańska stopniowo zanikała. Jednocześnie zbiornik uległ znacznemu spłyceniu, a w konsekwencji zostało przerwane jego połączenie z Morzem Eemskim. Skutkiem było stopniowe wysłodzenie zbiornika, o czym świadczy pojawienie się zimnolubnych małży słonawowodnych, np. Cardium lamarcki. Z czasem zbiornik został zasypany piaszczystymi osadami deltowymi (Mojski, 2005). O ile osady Morza Tychnowskiego odpowiadające interglacjałowi eemskiemu są dobrze udokumentowane biostratygraficznie, o tyle wiek niżej zalegających osadów piaszczystych, miejscami piaszczysto-żwirowych z Cardium i morskimi otwornicami, jest bardzo problematyczny. Zdaniem Makowskiej (1979) osady te powstały w tzw. Morzu Sztumskim, które istniało w dolinie dolnej Wisły na początku interglacjału eemskiego. Nie jest jednak wykluczone, że należy je wiązać z tzw. Morzem Holsztyńskim, które powstało w interglacjale mazowieckim (około 440–300 ka BP), rozdzielającym zlodowacenie Sanu II i Odry (Mojski, 2005).

Rys. 1.1. Maksymalny zasięg zlodowaceń na obszarze Polski w plejstocenie: 1 – zlodowacenie Narwi, 2 – zlodowacenie Sanu I, 3 – zlodowacenie Sanu II, 4 – zlodowacenie Odry, 5 – zlodowacenie Warty, 6 – zlodowacenie Wisły (opracowanie na podstawie Marks, 2004)

W późnym plejstocenie nastąpiło ostatnie globalne ochłodzenie klimatyczne, zwane w Polsce zlodowaceniem Wisły. W rejonie Zatoki Gdańskiej oraz Zalewu Wiślanego powstały w tym czasie dwa poziomy glin zwałowych (Wypych, 1975). Dolny poziom gliny jest przez wielu badaczy wiązany z pierwszą falą zimna, stadiałem Świecia (około 75–60 ka BP) (Makowska, 1979; Mojski, 2005). Zdaniem Drozdowskiego (1979) glina zwałowa świecia powstała w środowisku wodnym, wskutek nagromadzenia wód rzecznych spływających z południa na przedpole lądolodu. Osady morenowe są przykryte piaszczysto-żwirową serią fluwioglacjalną miejscami sąsiadującą z warstwą iłów zastoiskowych, świadczącą o obecności jeziora zastoiskowego (Mojski, 2005). Poprawa warunków klimatycznych w interstadiale grudziądzkim spowodowała wycofanie się lądolodu i szerokie obniżenie doliny dolnej Wisły, sięgające Zalewu Wiślanego. Obniżenie to było wypełniane osadami fluwioglacjalnymi i limnicznymi. W osadach grudziądzkich Drozdowski (1986) znalazł morską faunę, która z dużym prawdopodobieństwem powinna być interpretowana jako redeponowana z osadów eemskich (Mojski, 2005).

Druga i ostatnia fala zimna spowodowała nasunięcie lądolodu, tzw. stadiału głównego (około 25–10 ka BP), oraz depozycję górnego poziomu glin zwałowych. Ponadto przyniosła istotne zmiany w morfologii terenu i powstanie współczesnej rzeźby glacjalnej. Nasuwający się lądolód spowodował liczne deformacje glacitektoniczne w podłożu. Struktury glacitektoniczne w postaci bloków egzarowanych z dna Bałtyku rozpoznano w obrębie Wysoczyzny Elbląskiej (Makowska, 1979). Znana jest również teza, że wysoczyzna ta powstała wskutek spiętrzenia osadów, w wyniku bocznego nacisku dwóch lobów lądolodu stadiału głównego, tj. lobu mazurskiego od wschodu i lobu dolnej Wisły od wschodu (Ruszczyńska-Szenajch i Aber, 1995). Lob dolnej Wisły obejmował swym zasięgiem zachodnią część Zalewu Wiślanego, na południu dzisiejsze jezioro Druzno, Malbork i Tczew, a na zachodzie Gdańsk.

Małgorzata Witak
Jarosław Pędziński

1.3. Późny glacjał i wczesny holocen

Recesja lądolodu następowała w rytm fluktuacji klimatycznych późnego glacjału. W ciepłych interwałach czoło cofało się stopniowo w kierunku północnym, w czasie krótkotrwałych oziębień następowała jego stagnacja. W fazie pomorskiej (19 250–18 450 kal BP; kal – lata kalibrowane), podczas której na Kaszubach powstały typowe dla młodoglacjalnej rzeźby sandry, ozy i kemy, rejon Zalewu Wiślanego wraz z obszarem sąsiadującym był wypełniony lobem dolnej Wisły. W warunkach chłodnego klimatu najstarszego dryasu (17 050–15 500 kal BP) w fazie Gardna (17 050–16 850 kal BP) zasięg lodu dolnej Wisły był nieco mniejszy, w rejonie dzisiejszego jeziora Druzno powstały zbiorniki proglacjalne (Mojski, 2005). W czasie recesji lądolodu, z pozycji moren gardzieńskich, wody roztopowe utworzyły na jego przedpolu zbiornik zastoiskowy, tzw. zastoisko gdańskie (rys. 1.2). Późniejsze badania wykazały obecność wielu niewielkich izolowanych zastoisk, które powoli wytapiały się z brył martwego lodu (Mojski, 1984). Pozostałością tych jezior są osady zastoiskowe o miąższości 2 m. Pod koniec najstarszego dryasu w fazie Ławicy Słupskiej (16 800–16 250 kal BP) lądolód cofnął się daleko na północ w rejon Głębi Gdańskiej (Uścinowicz, 2003). Przed jego czołem powstały bryły martwego lodu, a dalej na południe – zimny zbiornik słodkowodny sięgający Elbląga na południu, Sambii na wschodzie i Ustki na zachodzie. Obszar Zalewu Wiślanego leżał w zasięgu tego wytopiska, niemniej w jego północnej części występował martwy lód.

Ocieplenie klimatu w bøllingu (15 500–13 850 kal BP) spowodowało recesję czoła lądolodu do linii Południowej Ławicy Środkowej, od której nazwano ostatnią fazę deglacjacji południowego Bałtyku, trwającą od 15 550 do 14 550 kal BP. Ogromne ilości wód z topiącego się lądolodu utworzyły przed jego czołem rozległy zbiornik zastoiskowy, obejmujący baseny Bornholmski i Gdański. Poziom jego wód był niższy o około 30 m od obecnego (Uścinowicz, 2003). Zbiornik ten stanowi pierwsze stadium w rozwoju Morza Bałtyckiego – Bałtyckie Jezioro Lodowe (15 550–12 250 kal BP). W tym okresie w basenach Bornholmskim i Gdańskim trwała sedymentacja osadów warwowych, przechodzących ku górze w iły mikrowarowe i homogeniczne (Kramarska i in., 1995). Obszar dzisiejszego Zalewu Wiślanego, Zalewu Puckiego, płytszej części zewnętrznej Zatoki Puckiej oraz Zatoki Gdańskiej był lądem (rys. 1.3). Wskutek ruchów glaciizostatycznych oraz wyraźnych fluktuacji klimatycznych poziom wód Bałtyckiego Jeziora Lodowego ulegał zmianom w zakresie od –22 m do –52 m p.p.m. (Uścinowicz, 2003).

Rys. 1.2. Położenie linii brzegowej w fazie Gardna (17 050–16 850): 1 – zasięg lądolodu, 2 – południowa granica zastoiska; w fazie Ławicy Słupskiej (16 800–16 250 kal BP): 3 – zasięg lądolodu, 4 – południowa granica zastoiska (opracowanie na podstawie Uścinowicz, 2003)

W efekcie odnotowano dwie transgresje i dwie gwałtowne regresje tego zbiornika. Migracje linii brzegowej Bałtyckiego Jeziora Lodowego, sięgające odległości 20 km, nie miały bezpośredniego wpływu na obszar Zalewu Wiślanego, który pozostawał lądem. Badania biostratygraficzne poparte datowaniem ¹⁴C osadów kilku rdzeni prowadzone w latach 80. wykazały, że w starszym dryasie (13 850–13 650 kal BP) występowały tam rozległe obszary trawiaste i mało zwarte lasy (Bogaczewicz-Adamczak i Miotk, 1985). Wraz ze wzrostem temperatury w allerödzie (13 650–12 950 kal BP) laso-tundra uległa przekształceniu w zwarty las, głównie sosnowo-brzozowy. W analizie palinologicznej tej chronozony odnotowano również udział świerka, wierzby i olszy. Ponadto w osadach mulistych starszego dryasu i allerödu (głęb. około 5,7–4,7 m p.p.m.) odnotowano bogatą florę okrzemkową reprezentowaną przez słodkowodne gatunki bentosowe oraz masowe występowanie cenobiów zielenicy Pediastrum (Bogaczewicz-Adamczak i Miotk, 1985). Zachowana w mułkach flora wskazuje na występowanie w starszym dryasie i allerödzie płytkiego, nieprzepływowego jeziora. Na granicy obu chronozon klimatycznych w mulistych osadach limnicznych obserwowano istotne zmiany składu geochemicznego, dotyczące koncentracji Mn, Fe, Zn, Co, Ni, Cr i Li (Kępińska, 1991). Wraz z ostatnią falą chłodu w młodszym dryasie (12 950–11 450 kal BP) lasy uległy znacznemu rozluźnieniu. W zbiorowisku stopniowo zanika Pediastrum, pojawia się natomiast pałka szerokolistna, co świadczy o rozwoju zbiorowisk szuwarowych i stopniowym zarastaniu oraz spadku poziomu wód jeziora. Obecność torfów zalegających na osadach mulistych wskazuje na jego zanik (Bogaczewicz-Adamczak i Miotk; 1985).

Rys. 1.3. Położenie linii brzegowej Bałtyckiego Jeziora Lodowego: 1 – około 15 500 kal BP, 2 – około 12 950 i 11 850 kal BP, 3 – około 12 250 kal BP (opracowanie na podstawie Uścinowicz, 2003)

Rys. 1.4. Położenie linii brzegowej: 1 – Morze Yoldia około 11 450 kal BP, 2 – Jezioro Ancylus około 10 350 kal BP (opracowanie na podstawie Uścinowicz, 2003)

Ponowne połączenie z oceanem umożliwiło transgresję wód morskich do niecki bałtyckiej, co zapoczątkowało drugie stadium w ewolucji Bałtyku – Morze Yoldia (12 250–10 750 kal BP). Dopływ słonych wód przez cieśninę Billingen był mocno ograniczony upliftem glaciizostatycznym, w związku z czym wzrost zasolenia nastąpił tylko w zachodniej części zbiornika. W okresie 11 850–10 850 kal BP poziom jego wód wzrósł o około 10–12 m. Linia brzegowa Morza Yoldia położona była daleko na północ od dzisiejszej. W rejonie Zatoki Gdańskiej linia brzegowa była przesunięta względem obecnej o 20 km na zachodzie i 10 km na wschodzie (rys. 1.4). W ilasto-mulistych osadach Głębi Gdańskiej występuje rzadka, źle zachowana flora okrzemkowa reprezentowana przez słodkowodne gatunki planktonowe (Witkowski, 1994).

Z początkiem holocenu w chronozonie preborealnej (11 450–10 150 kal BP) nastąpiło kolejne ocieplenie klimatu. W niewielkich i płytkich jeziorkach w Jamie Rzucewskiej (Witak, 2002) i Druzno (Przybyłowska-Lange, 1976) rozwijała się bogata flora okrzemkowa. Rejon dzisiejszego Zalewu Wiślanego był porośnięty lasem sosnowym. Analiza palinologiczna wykazała wzrost udziału paproci i pierwszych drzew liściastych (Bogaczewicz-Adamczak i Miotk, 1985). Obecność słodkowodnego zbiornika na tym obszarze jest problematyczna. Odnotowano bowiem wzrost udziału zielenicy Pediastrum, lecz nie stwierdzono obecności w preborealnych mułach flory okrzemkowej.

W wyniku wypiętrzających ruchów glaciizostatycznych Skandynawii, przewyższających eustatyczny wzrost poziomu oceanu, połączenie zbiornika Bałtyku przez cieśninę Billingen zostało odcięte, co skutkowało powstaniem zbiornika słodkowodnego, zwanego Jeziorem Ancylus (10 750–9 500 kal BP). Stadium Jeziora Ancylus rozpoczęło się szybką transgresją w okresie 10 750–10 350 kal BP, w wyniku której poziom wód w obszarze dzisiejszego południowego Bałtyku wzrósł od –40 do –25 m p.p.m. (Uścinowicz, 2003). Duże tempo wzrostu poziomu wód, szacowane na 35–45 mm · rok–1, w południowej części zbiornika skutkowało intensyfikacją procesów erozyjnych. Niszczeniu ulegały plejstoceńskie gliny zwałowe oraz młodsze osady ilaste Bałtyckiego Jeziora Lodowego. Ponadto linia brzegowa zbiornika migrowała na południe, w Basenie Gdańskim na odległość około 5 km (rys. 1.4). Wskutek transgresji rozwijały się w tym regionie wybrzeża klifowe. Około 10 350 kal BP faza transgresji zakończyła się otwarciem nowych dróg drenażu wód przez obszar Darss Sill oraz Wielki Bełt. Trwająca 600 lat faza regresji spowodowała niewielkie obniżenie poziomu wód zbiornika z –25 do –28 m p.p.m. (Uścinowicz, 2003).

W głębszej strefie Jeziora Ancylus dominowała sedymentacja mulisto-ilasta, natomiast w płytszej – piaszczysto-mulista. W borealnych piaskach i mułkach zachodniej części Zatoki Gdańskiej, między dzisiejszym Półwyspem Helskim a Gdynią, zachowała się bogata flora okrzemkowa, świadcząca o obecności płytkiego alkalicznego jeziora, bogatego w rozpuszczone substancje biogeniczne (Witak i in., 2006). W tym czasie Wisła uchodziła do Zatoki Gdańskiej, rozbudowując deltę rozciągającą się od Gdańska aż po rejon Elbląga, tworząc stożki ujściowe. Ich intensywny rozwój był związany z istotnym przyrostem ilości wody transportowanej przez rzekę, wynikającym z uwarunkowań klimatycznych – wzrostu temperatury powietrza oraz wilgotności w okresie borealnym (10 150– 8 950 kal BP). Miejscami na obszarach lądowych dominowała akumulacja osadów biogenicznych, np. w dzisiejszych zalewach Puckim i Wiślanym (Witak, 2010a) oraz jeziorze Druzno (Przybyłowska-Lange, 1976).

Polepszenie warunków klimatycznych w boreale spowodowało zmiany zbiorowisk leśnych w rejonie Zalewu Wiślanego. Analiza palinologiczna mułu gytiowego wykazała spadek udziału sosny i brzozy i jednoczesny wzrost zawartości pyłków lasów liściastych (Bogaczewicz-Adamczak i Miotk, 1985). Na granicy preboreału i boreału odnotowano zmiany geochemiczne, przejawiające się wzrostem koncentracji K, Fe, Mn, Zn, Co, Ni, Cr, Li i mniejszą zawartością węglanów (Kępińska, 1991).

W połowie okresu borealnego nastąpił napływ słonych wód do zbiornika bałtyckiego, co spowodowało powstanie zbiornika brakicznego zwanego Morzem Mastogloia (9500–8350 kal BP). W wyniku transgresji poziom morza wzrósł o około 13 m, do wartości –15 m p.p.m. Napływ morskich wód do zbiornika bałtyckiego jest bardzo dobrze udokumentowany w jego strefie płytkowodnej. Szybki wzrost poziomu morza spowodował znaczące zmiany w konfiguracji linii brzegowej. Szacuje się, że linia brzegowa Zatoki Gdańskiej przesunęła się na południe o około 5–10 km i w części południowo-wschodniej była położona bardzo blisko współczesnej. Na odcinku między Ustką a Gdańskiem rozwijało się wybrzeże typu mierzejowego z inicjalnym stadium Półwyspu Helskiego. Wisła, uchodząc do zatoki, sypała stożek, którego osady obecnie występują na głębokości około 20 m. Wpływające do akwenu wody wiślane powodowały wysłodzenie w rejonie ujściowym. Wyraźny wzrost zasolenia związany ze swobodnym napływem słonych wód od strony otwartego zbiornika odnotowano w części zachodniej Zatoki Gdańskiej (Witak, 2010a). W tym czasie obszar dzisiejszego Zalewu Wiślanego był zalesionym lądem. Miejscami tworzyły się jeziorka i oczka wodne, stopniowo wypełniane osadami biogenicznymi, głównie gytią wapienną.

Małgorzata Witak
Jarosław Pędziński

1.4. Środkowy i późny holocen

Eustatyczny wzrost poziomu oceanu światowego wynikający z ocieplenia klimatu w okresie atlantyckim (8950–5750 kal BP) uruchomił szerokie połączenie zbiornika bałtyckiego z Morzem Północnym w rejonie Cieśnin Duńskich. To kluczowe zdarzenie dla historii całego Morza Bałtyckiego nazwano transgresją atlantycką, która koreluje z transgresją flandryjską Morza Północnego. Wskutek napływu ogromnej ilości słonych wód powstało Morze Littorina (8350–4500 kal BP), którego poziom wzrósł od –15 do –1 m p.p.m. (Uścinowicz, 2003). Transgresja Morza Littorina wywołała istotne zmiany w jego strefie brzegowej. Wiele obszarów dotychczas lądowych zostało zatopionych przez morze. W Zalewie Puckim, oddzielonym od Zatoki Gdańskiej piaszczystą barierą Rybitwiej Mielizny, i od strony otwartego morza przez zachodnią część Półwyspu Helskiego wskutek transgresji atlantyckiej powstała laguna (Witak, 2002). W wyniku akrecji stopniowo przyrastał Półwysep Helski, który w późnym okresie atlantyckim sięgał Juraty.

Około 6850 kal BP linia brzegowa Zatoki Gdańskiej leżała blisko obecnej (rys. 1.5). Zdaniem Mojskiego (2000) miejscami przekraczała stan obecny, o czym świadczy pozycja martwego klifu powstałego w czasie maksymalnej transgresji Morza Littorina, ciągnącego się na południe od Sopotu i Gdańska. Największy napływ wód od strony otwartego zbiornika we wczesnym okresie subborealnym spowodował znaczny wzrost zasolenia w głębszej strefie Zatoki Gdańskiej (Witak, 2010a). W jej płytszej strefie zaznaczył się wyraźny, wysładzający wpływ uchodzących w sąsiedztwie wód wiślanych. Nałożenie się obu czynników, lokalnego i regionalnego, skutkowało naturalną eutrofizacją całego zbiornika.

W rejonie Zalewu Wiślanego zaszły istotne zmiany. Większa część obszaru była zalesiona z dużym udziałem wiązu, lipy i dębu (Bogaczewicz-Adamczak i Miotk, 1985). We wczesnym okresie atlantyckim w rejonie Fromborka istniał niewielki płytki zbiornik słodkowodny, w którym rozwijała się flora okrzemkowa. Inne analizy biostratygraficzne wskazują na obecność słodkowodnych mięczaków (Krzymińska, 1995), a tym samym potwierdzają akumulację osadów rzecznych, limnicznych i bagiennych (Zachowicz i Uścinowicz, 1997).

We wczesnym okresie atlantyckim pierwsze napływy poprzez barierę Mierzei Wiślanej wód Morza Littorina spowodowały powstanie w jej sąsiedztwie płytkiego wąskiego brakicznego zbiornika (Witak i Jankowska, 2005). Wskazuje na to obecność morskich i brakicznych okrzemek bentosowych Diploneis smithii var. smithii, Fallacia forcipata, Nitzschia compressa var. compressa, Opephora guenter-grassi w rdzeniach ZW 8 i ZW 12 pobranych odpowiednio w rejonie Krynicy Morskiej i Piasków (rys. 1.6). Dalszy rozwój transgresji we wczesnym okresie subborealnym, wzrost poziomu wód gruntowych oraz intensywny dopływ wód rzecznych z południa skutkował znacznym zwiększeniem rozmiarów zbiornika, którego południową zatokę stanowiło dzisiejsze jezioro Druzno. Badania diatomologiczne wskazują, że powstały basen był płytki, eutroficzny z alkalicznymi wodami o znacznym gradiencie zasolenia (Witak, 2010a).

Rys. 1.5. Położenie linii brzegowej Morza Littorina około 8350 kal BP: 1 – zasięg Morza Littorina, 2 – jezioro, 3 – zasięg Zalewu Wiślanego; położenie linii brzegowej około 6850 kal BP: 4 – zasięg Morza Littorina, 5 – jezioro, 6 – zasięg Zalewu Wiślanego (opracowanie na podstawie Uścinowicz, 2003)

W części północnej obserwowano morskie formy bentosowe Cocconeis scutellum, Diploneis smithii var. smithii, Fallacia forcipata, Opephora krumbeinii oraz wiele okrzemek brakicznych: Amphora acutiuscula, Astartiella bahusiensis, Cocconeis hauniensis, Diploneis didyma, D. interrupta, D. pseudovalis, Fallacia pygmaea, Fragilaria amicorum, F. atomus, F. cassubica, F. sopotensis, F. schulzii, Nitzschia constricta, N. levidensis var. salinarum, Opephora guenter-grassii, O. mutabilis, Planothidium delicatulum i Tabularia tabulata. W części centralnej, reprezentowanej przez rdzenie ZW 4, ZW 11 i ZW 15, w osadach Morza Littorina dominują formy słodkowodne, należące głównie do planktonu Aulacoseira granulata, A. italica, Stephanodiscus neoastraea, S. hantzschii, a towarzyszą im formy bentosowe Fragilaria spp., Pseudostaurosira spp., Staurosira spp. i Staurosirella spp. (rys. 1.7 i rys. 1.8). Spośród okrzemek preferujących wyższe zasolenie w centralnej części Zalewu Wiślanego odnotowano gatunek halofilny Actinocyclus normanii f. subsalsa oraz pojedyncze okrywy okrzemek morskich i brakicznych (Witak, 2010a). W części południowej zalewu w osadach Morza Littorina rdzeni ZW 8 i ZW 12 dominują formy słodkowodne Aulacoseira spp., Amphora spp., Fragilaria martyi z niewielkim udziałem okrzemek brakicznych Opephora mutabilis, O. guenter-grassii, Campylodiscus spp., Nitzschia levidensis var. salinarum i Planothidium delicatulum.

Rys. 1.6. Mapa lokalizacyjna pobrania rdzeni w Zalewie Wiślanym (opracowanie na podstawie Witak, 2010)

Przewaga okrzemek alkalifilnych oraz α-mezosaprobów i β-mezosaprobów w całym Zalewie Wiślanym wskazuje na obecność wód słabo alkalicznych bogatych w materię organiczną. Ponadto we florze części południowej i centralnej dominują eutrafenty i eu-mezotrafenty, co świadczy o wodach żyznych i bardzo żyznych. Natomiast w części północnej ich udział jest niższy, co świadczy o gorszych warunkach edaficznych. To zróżnicowanie trofii może wynikać z ograniczonego wpływu bogatych w związki biogeniczne wód rzecznych wpływających z południa do zbiornika.

Rys. 1.7. Procentowy udział okrzemek w grupach zasoleniowych: 1 – euhaloby (morskie), 2 – mezohaloby (brakiczne), 3 – oligohaloby halofilne (słonawowodne), 4 – oligohaloby indyferentne (słodkowodne) (opracowanie własne)

Rys. 1.8. Procentowy udział okrzemek w grupach siedliskowych: 1 – bentos, 2 – plankton (opracowanie własne)

W okresie subborealnym (5750–2550 kal BP) zaszły w Europie istotne zmiany klimatu, przejawiające się obniżeniem temperatury latem i jednoczesnym wzrostem wilgotności. Fluktuacje klimatyczne wywołały zmiany cyrkulacji wód Północnego Atlantyku i w rezultacie ograniczony dopływ wód oceanicznych do Morza Północnego i dalej przez Skagerrak i Kattegat do Morza Bałtyckiego. Ograniczenie napływu słonych wód z zachodu spowodowało znaczne obniżenie zasolenia wód bałtyckich, co jest udokumentowane głównie wynikami badań biostratygraficznych.

Początek ostatniego etapu w historii Bałtyku, zwanego przez część badaczy Morzem Post-Littorina, przez innych Morzem Limnea, jest dyskusyjny. Wiele interdyscyplinarnych badań np. w południowym i południowo-wschodnim Bałtyku świadczy o tym, że stadium Post-Littorina trwało 4000 lat i obejmuje środkowy i późny okres subborealny oraz subatlantycki.

W strefie płytkowodnej osady Morza Post-Littorina wykształcone są w facji psamitowo-psefitowej w obszarach klifowych z intensywnymi procesami abrazji, natomiast w odcinkach akumulacyjnych dominuje facja psamitowa, reprezentowana głównie przez piaski drobnoziarniste, z czasem przekształcona w fację aleurytową z dominującymi mułkami. Zazwyczaj osady te nie przekraczają 2 m miąższości (Kramarska i in., 1995).

W okresie ostatnich 4000 lat poziom morza wzrósł nieznacznie (około 1,1–1,3 m), a pozycja linii brzegowej uległa stabilizacji. Napływ mniej słonych wód Morza Post-Littorina do Zalewu Wiślanego był znacznie zmniejszony w wyniku intensywnych procesów akrecji, zachodzących na Mierzei Wiślanej w okresie subborealnym. Dopływ materiału piaszczystego spowodował rozbudowę tej bariery. W okresie 4850–3650 kal BP powstała najstarsza generacja wydm na mierzei, tzw. wydmy brunatne (Mojski, 2000). Jednocześnie wzrósł w tym czasie dopływ wód rzecznych do Zalewu Wiślanego, w tym Wisły i jej ramion oraz wielu mniejszych cieków. W konsekwencji powstał zbiornik bardzo słabo zasolony, w części południowej słodkowodny, którego rozmiary stopniowo powiększały się w kierunku południowym i zachodnim. O zmianach paleoekologicznych zalewu świadczy flora okrzemkowa zachowana we wszystkich rdzeniach. W piaszczysto-mulistych osadach interpretowanych jako subborealne obserwuje się zanik okrzemek morskich i brakicznych. Okrzemki z gatunków Cocconeis hauniensis, Cyclotella caspia, Diploneis smithii var. smithii, Fallacia forcipata, Fragilaria atomus, F. sopotensis, Navicula perminuta, Nitzschia constricta, N. levidensis var. salinarum, Opephora guenter-grassii, O. mutabilis i Planothidium delicatulum występują bardzo rzadko lub całkowicie zanikają. Ich miejsce zajmują w zbiorowisku słodkowodne formy planktonowe Aulacoseira granulata, A. italica, Cyclostephanos dubius, Stephanodiscus hantzschii i S. neoastraea, które świadczą o intensywnym dopływie wód rzecznych do zbiornika. W części północnej, w rdzeniu ZW 8 odnotowano w tym czasie wyższą frekwencję gatunku Actinocyclus normanii f. subsalsa, natomiast po drugiej stronie zbiornika, w rdzeniu ZW 10 – wzrost udziału Cyclotella atomus. Oba gatunki należą do planktonu halofilnego. Ich występowanie może wskazywać na przelewy sztormowe przez Mierzeję Wiślaną w okolicy Krynicy Morskiej i okresowy wzrost zasolenia nawet w okolicy Tolkmicka. W części północnej zbiornika odnotowano pogorszenie warunków troficznych. Świadczy o tym zanik eutrafentów i wzrost frekwencji eu-mezotrafentów Amphora pediculus, Aneumastus minor, Cocconeis disculus, C. neothumensis, C. placentula, Karayevia clevei i Pseudostaurosira brevistriata. O spadku trofii świadczy również obecność w okolicach Krynicy Morskiej i Piasków gatunków Amphora inariensis i Diploneis domblitensis, należących do oligotrafentów.

Z początkiem chronozony subatlantyckiej (2550–0 kal BP) nastąpiły ważne zmiany w Zalewie Wiślanym. Około 2550 kal BP w warunkach wilgotnego klimatu zbiornik osiągnął największe w swej historii rozmiary (rys. 1.9). Rozciągał się od Gdańska, przez obszary ujść Wisły i jej dopływów, aż za Elbląg, do jeziora Druzno na południu. Zjawisko wzrostu poziomu wód zbiorników i powiększenie ich rozmiarów jest często obserwowane we wczesnym okresie subatlantyckim (Ralska-Jasiewiczowa i in., 1998). Niemniej w przypadku Zalewu Wiślanego nie można wykluczyć roli tzw. subatlantyckiej transgresji Morza Post-Littorina (Witak i Jankowska, 2005). W wyniku stabilizacji poziomu Morza Bałtyckiego powstała na Mierzei Wiślanej druga generacja wydm, tzw. wydmy żółte, w okresie 2500–1500 BP, a następnie około 1000 BP ostatnia generacja, tzw. wydmy białe (Mojski, 2000).

Napływ wód otwartego zbiornika obserwowano w północnej części zbiornika. W rdzeniach ZW 8 i ZW 12 odnotowano obecność euhalobów Diploneis smithii var. smithii, Fallacia forcipata, Nitzschia compressa var. compressa i mezohalobów Fragilaria atomus, F. sopotensis, Nitzschia levidensis var. salinarum, Opephora guenter-grassii, Planothidium delicatulum. Część z tych gatunków występuje również w rdzeniach ZW 1 i ZW 10, co świadczy o wpływie morskich wód na ekosystem w części południowej zbiornika. Wzrost frekwencji morskich i brakicznych okrzemek w subatlantyckich osadach zalewu był opisany przez Bogaczewicz-Adamczak i Miotk (1985) oraz Kasprzycką (1999). Mniejsza frekwencja okrzemek słonolubnych w tym okresie w okolicach Fromborka wynika prawdopodobnie z sąsiedztwa strefy ujściowej rzeki Bauda. O wzroście poziomu wód zalewu świadczy wyraźny wzrost frekwencji form planktonowych Aulacoseira granulata, A. italica, Cyclostephanos dubius, Stephanodiscus medius, S. neoastraea i S. rotula we wszystkich badanych rdzeniach. Szczególnie interesujący wydaje się często obserwowany w tym czasie w rdzeniu ZW 1 wzrost frekwencji gatunku Stephanodiscus parvus, typowego dla wód o wysokiej trofii i saprobii. Jego obecność w południowo-zachodniej części zalewu może być wynikiem aktywności antropogenicznej. Badania archeologiczne wskazują, że zachodnia i północna część Wzniesienia Elbląskiego była zasiedlona od początku subatlantyku z maksimum w okresach 2500–2200 i 2000–1500 BP (Kasprzycka, 1999).

Rys. 1.9. Położenie linii brzegowej Morza Post-Littorina około 2550 kal BP: 1 – zasięg Morza Post-Littorina, 2 – zasięg Zalewu Wiślanego (opracowanie na podstawie Uścinowicz, 2003)

Wpływ gospodarczej działalności człowieka na warunki ekologiczne Zalewu Wiślanego istotnie wzrósł w średniowieczu (Starkel, 2001). Wylesianie obszarów nadbrzeżnych wskutek rozwoju rolnictwa, urbanizacja i industrializacja spowodowały ogromne przeobrażenia sieci rzecznej. Zmiany koryta Wisły i jej dopływów były związane m.in. z antropogenicznym transportem erodowanego materiału. Nogat, pierwotnie oddzielna rzeka, stał się prawą odnogą Wisły w XIII wieku (Drwal, 2000). Delta Wisły była obszarem licznych powodzi, co skutkowało jej wielokrotnym wyludnianiem. Cyberski (1995) szacuje, że pomiędzy XVI a XIX wiekiem wystąpiło w tym rejonie około 150 wielkich powodzi. W rezultacie ujście Wisły wielokrotnie migrowało. Rola Wisły w kształtowaniu warunków hydrologicznych Zalewu Wiślanego została znacznie zredukowana w 1915 roku. Zamknięcie jej odnogi, Nogatu, obniżyło dziesięciokrotnie dopływ wód rzecznych do Zalewu Wiślanego, co z kolei zwiększyło napływ wód morskich przez cieśninę Bałtyjsk. Takie zmiany zasolenia wywołały w osadach powierzchniowych wyraźną redukcję frekwencji słodkowodnego planktonu, tj. Aulacoseira granulata i A. italica, oraz wzrost liczebności form morskich: Actinocyclus octonarius, Diploneis smithii, Fallacia forcipata, Nitzschia compressa var. compressa i brakicznych: Fragilaria atomus, F. geocollegarum, F. schulzii, F. sopotensis, Nitzschia levidensis var. salinarum, Navicula perminuta, Opephora guenter-grassii, Planothidium engelbrechtii, P. robustum. Ponadto odnotowano wzrost udziału gatunków halofilnych Actinocyclus normanii f. subsalsa, Cyclotella meneghiniana, Karayevia bottnica, Placoneis clementis, Rhoicosphaenia abbreviata i Staurosira punctiformis.

W osadach powierzchniowych wszystkich badanych rdzeni często obserwowano gatunki eutroficzne tolerujące wysoki stopień zanieczyszczeń wód. W bentosie dominują Amphora pediculus, Cavinula scutelloides, Cocconeis placentula, Fragilaria heidenii, Hippodonta hungarica, Staurosira binodis, S. construens, S. venter i Staurosirella pinnata. Ponadto występują małych rozmiarów formy planktonowe, takie jak Cyclotella atomus, C. caspia, C. choctawhatcheeana, Cyclostephanos dubius, Stephanodiscus hantzschii, które świadczą o niskiej przezroczystości wód. Należą do tzw. zbiorowiska antropogenicznego (Witak, 2010a). Dystrybucja jednego z tych gatunków, Stephanodiscus hantzschii, należącego do polisaprobów, świadczy o degradacji wód w południowo-zachodniej części Zalewu Wiślanego oraz w okolicy Piasków. Obecność silnie zanieczyszczonych wód w pierwszym przypadku wynika z urbanizacji rejonu Elbląga. Z kolei eutrofizacja rejonu Piasków może wynikać z dopływu zanieczyszczeń z rosyjskiej części zalewu wzdłuż Mierzei Wiślanej. Warunki ekologiczne okolic Krynicy Morskiej, Tolkmicka i Fromborka są lepsze, o czym świadczy obecność oligotrafentów i oligosaprobów: Achnanthes oblongella, Caloneis lauta, Diploneis oblongella, D. parma.

2
POGODA I KLIMAT ZALEWU WIŚLANEGO

Agnieszka Herman

2.1. Ogólne cechy pogody i klimatu zalewu

Położenie Zalewu Wiślanego oraz jego kształt i rozmiary oznaczają, że pogoda i klimat tego akwenu są charakterystyczne dla strefy brzegowej i różnią się od klimatu sąsiednich obszarów – zarówno tych położonych w głębi lądu, jak i dalej od brzegu po stronie Zatoki Gdańskiej. Do charakterystycznych cech strefy brzegowej należą zjawiska atmosferyczne związane z obecnością silnych poziomych gradientów cech podłoża – współczynnika tarcia, właściwości termicznych i wielu innych. Różnorodność ta prowadzi do powstawania lokalnej, mezoskalowej i submezoskalowej cyrkulacji atmosferycznej (Markowski i Richardson, 2010). Przykładami takiej cyrkulacji są: bryza, wiatry wzdłużbrzegowe typu coastal jet, jak również strefy rotacji i dywergencji/konwergencji pola prędkości wiatru. Ta lokalna cyrkulacja powietrza może w bardzo znaczący sposób modyfikować pogodę strefy brzegowej poprzez swój wpływ na wszystkie elementy pogody, m.in. wiatr, temperaturę powietrza, zachmurzenie i opady (np. Schwartz, 2005). Dodatkowe czynniki wpływające na pogodę i klimat Zalewu Wiślanego to ukształtowanie terenu, a zwłaszcza obecność Wysoczyzny Elbląskiej, która dzięki stromym zboczom i wysokości wyraźnie przewyższającej wysokość otaczających obszarów modyfikuje cyrkulację powietrza w warstwie granicznej atmosfery nad zalewem.

Te dwa czynniki – przestrzenne zróżnicowanie właściwości podłoża oraz ukształtowanie terenu – modyfikują cechy klimatu wynikające z położenia geograficznego tego obszaru i wielkoskalowej cyrkulacji atmosferycznej, pod wpływem której on się znajduje. W przypadku Zalewu Wiślanego ogólne cechy klimatu wynikają, po pierwsze, z charakterystycznego dla strefy umiarkowanej ścierania się mas powietrza zwrotnikowego i polarnego w strefie frontu polarnego, a po drugie, z „konkurujących ze sobą” wpływów wilgotnych mas powietrza napływających z zachodu i kontynentalnego powietrza ze wschodu. Pomimo przeważającej cyrkulacji zachodniej wpływy klimatu kontynentalnego w rejonie Zalewu Wiślanego są istotne i wyraźnie wyższe niż w zachodniej części polskiego wybrzeża. Według klasyfikacji Köppena, obszar zalewu (podobnie jak całej Polski oraz południowego i środkowego Morza Bałtyckiego) znajduje się w strefie klimatu kontynentalnego z łagodnym latem i stosunkowo surową zimą (np. Pidwirny, 2011). Klimat ten charakteryzują opady rozłożone równomiernie w całym roku, średnia temperatura najzimniejszego miesiąca wynosi poniżej –3°C, a najcieplejszego miesiąca – w zakresie 10–22°C.

Wykorzystywana przez Intergovernmental Panel for Climate Change (IPCC) tak zwana klasyfikacja bioklimatyczna, oparta na analizie dwudziestu zmiennych charakteryzujących środowisko naturalne Europy (Metzger i in., 2005), umieszcza obszar wokół Zalewu Wiślanego na pograniczu strefy klimatu kontynentalnego (obejmującego m.in. większość obszarów środkowej Europy) i północnego (charakterystycznego m.in. dla Skandynawii i zachodniej Rosji). Podobnie jak w wielu innych częściach Europy, na obszarze tym od lat 80. XX wieku obserwowany jest dodatni trend temperatury powietrza, zwłaszcza w sezonie zimowym (EEA, 2012). Z trendem tym związane jest częstsze występowanie ekstremalnych zjawisk pogodowych latem (np. fale upałów, okresy suszy) oraz ich rzadsze występowanie zimą (okresy bardzo silnego mrozu). Prognozy IPCC wskazują na istotne statystycznie zmiany częstości występowania intensywnych opadów (>1 mm/dzień) na terenach północno-wschodniej Polski zarówno w sezonie letnim, jak i zimowym (nawet powyżej 15% w latach 2071–2100 w porównaniu z trzydziestoleciem 1971–2000; Kovats i in., 2014). Trendy cyrkulacji atmosferycznej oraz średnich prędkości wiatru są trudniejsze w interpretacji z powodu znacznych różnic pomiędzy wynikami różnych modeli. Niemniej większość modeli przewiduje nieznaczny wzrost ekstremalnych prędkości wiatru zimą na terenie Europy środkowej i północnej. Pamiętać jednak należy, że są to trendy o charakterze regionalnym, które mogą być znacząco modyfikowane przez cały szereg czynników lokalnych.

Stopień, w jakim pogoda wynikająca z cyrkulacji wielkoskalowej jest modyfikowana w (sub)mezoskali, zależy przede wszystkim od intensywności tej pierwszej, a więc od prędkości wiatru związanego z gradientami ciśnienia w skali synoptycznej. Jeżeli są one znaczne, mają decydujący wpływ na pogodę; w spokojniejszych warunkach czynniki lokalne mogą dominować nad synoptycznymi.

Do efektów związanych z położeniem Zalewu Wiślanego w strefie brzegowej należy istotny wpływ adwekcji mas powietrza o różnych właściwościach w zależności od kierunku wiatru oraz – jak zostanie opisane w podrozdziale 2.2 – stosunkowo znaczne dobowe wahania stanu atmosfery. Charakterystyczną cechą zalewu jest też występowanie lokalnych ekstremalnych zjawisk pogodowych, które mogą być bardzo niebezpieczne dla żeglugi, tym bardziej że są one trudne do prognozowania i ze względu na lokalny charakter nie są uwzględniane w mezoskalowych numerycznych modelach pogody wykorzystywanych do sporządzania prognoz. Do tego typu niebezpiecznych zjawisk należą bardzo silne, porywiste wiatry, generujące krótką i stromą falę (o wysokości powyżej 1 m i długości poniżej 30 m). W ekstremalnym przypadku porywy wiatru przyjmują postać tzw. „białych szkwałów”, pojawiających się w ciepłej porze roku niemal bez ostrzeżenia podczas pięknej, słonecznej pogody. Na południowych wybrzeżach zalewu obserwowane są epizodycznie wiatry typu spadowego.

Agnieszka Herman

2.2. Analiza wybranych elementów pogody

W niniejszym opracowaniu analiza klimatu Zalewu Wiślanego jest ilustrowana danymi pomiarowymi z dwóch stacji synoptycznych: w Elblągu i Kaliningradzie (punkty E i K, rys. 2.1). Obie stacje położone są w pewnej odległości od brzegów zalewu: pierwsza na wysokości 43 m, a druga na wysokości 27 m n.p.m. Pomimo swojego położenia stacje te dostarczają informacji dobrze reprezentujących ogólną zmienność pogody na badanym obszarze. W szczególności ich odległość od brzegu jest na tyle niewielka, że są one w zasięgu cyrkulacji bryzowej, jeżeli warunki sprzyjają jej utworzeniu. Dane obejmują okres od kwietnia 1997 do kwietnia 2016 roku i są dostępne dzięki National Centers for Environmental Prediction (NCEP; http://rda.ucar.edu/datasets/ds337.0/).

Dodatkowo wykorzystywane są dane systemu SatBałtyk (http://satbaltyk.iopan.gda.pl/) z dwóch punktów położonych po obu stronach Mierzei Wiślanej (ZW i ZG, rys. 2.1) w celu pokazania różnic cech atmosfery oraz powierzchni morza na Zalewie Wiślanym i w przybrzeżnym pasie Zatoki Gdańskiej (punkt ZG znajduje się około 10 km od brzegu). Produkty systemu SatBałtyk obejmują cały szereg zmiennych opisujących stan morza i atmosfery, otrzymywanych za pomocą łączonych algorytmów satelitarnych i modeli numerycznych.

Rys. 2.1. Lokalizacja stacji synoptycznych (E: Elbląg, K: Kaliningrad) w rejonie Zalewu Wiślanego oraz punktów, w których analizowane były wybrane zmienne opisujące stan atmosfery i powierzchni morza: ZW (54°23,23’N, 19°36,20’E) oraz ZG (54°29,48’N, 19°27,21’E) (mapa: Landsat/Google Earth, https://www.google.com/earth/)

Ciśnienie atmosferyczne i wiatr

Średnie miesięczne wartości ciśnienia atmosferycznego nad Zalewem Wiślanym nie wykazują znaczącego cyklu sezonowego (rys. 2.2) – mediany we wszystkich miesiącach mieszczą się w zakresie 1012–1018 hPa. Wyraźnie natomiast zmienia się w ciągu roku zakres obserwowanych wartości ciśnienia.

Rys. 2.2. Zmienność ciśnienia atmosferycznego [hPa] w Elblągu (a) i Kaliningradzie (b) w poszczególnych miesiącach na podstawie danych z lat 1997–2016. Niebieskie ramki pokazują zakres pomiędzy dolnym (Q1) a górnym (Q3) kwartylem, z medianą oznaczoną czerwoną kreską; linie przerywane – przedział [Q1 – 1,5(Q3 – Q1), Q1 + 1,5(Q3 – Q1)]. Punkty odstające, oznaczone czerwonymi krzyżykami, obejmują około 0,7% wszystkich danych (opracowanie na podstawie danych NCEP)

Latem rozstęp międzykwartylowy (różnica między górnym a dolnym kwartylem, Q₃ – Q₁) nie przekracza 10–12 hPa, natomiast zimą może przekraczać 20 hPa. Okres od późnej jesieni do wczesnej wiosny to również czas występowania bardzo wysokiego i bardzo niskiego ciśnienia. O ile latem prawie wszystkie mierzone wartości na obu stacjach mieszczą się w zakresie 990–1030 hPa, zimą notowane są zarówno wartości powyżej 1040 hPa, jak i poniżej 980 hPa. Te pierwsze związane są z układami wysokiego ciśnienia, które w sezonie zimowym na ogół oznaczają napływ kontynentalnych mas bardzo zimnego powietrza ze wschodu, natomiast te ostatnie związane są z głębokimi układami niskiego ciśnienia nadciągającymi z zachodu.

Sezonowa zmienność ciśnienia atmosferycznego ma oczywiście decydujący wpływ na zmienność prędkości i kierunku wiatru na analizowanym obszarze. Statystyki zarówno prędkości, jak i kierunku wiatru na dwóch analizowanych stacjach znacznie się od siebie różnią (rys. 2.3, rys. 2.4), co wynika z faktu, że wiatr jest tym elementem pogody, który jest szczególnie podatny na wpływ lokalnych czynników w bezpośrednim otoczeniu punktu pomiarowego.

Niemniej ogólna zmienność sezonowa prędkości wiatru jest na obu stacjach podobna – zarówno średnie prędkości, jak i prawdopodobieństwo wystąpienia silnego wiatru od późnej jesieni do wiosny są większe niż w okresie letnim (rys. 2.3).

Pod względem przeważających kierunków wiatru wyróżnić można dwa okresy: wiosenno-letni oraz jesienno-zimowy (rys. 2.4). Podczas okresu wiosenno-letniego rozkład kierunków jest znacznie szerszy niż jesienią i zimą, a najsilniejsze wiatry wieją z sektora zachodniego i – przede wszystkim – północnego. W sezonie jesienno-zimowym wyraźnie przeważają wiatry z sektora południowego – od południowo-wschodnich, przez południowe, do południowo-zachodnich i zachodnich. Najsilniejsze wiatry wieją z południowego zachodu.

Pomimo tego, że Zalew Wiślany jest oddzielony od Zatoki Gdańskiej jedynie wąskim pasem Mierzei Wiślanej, prędkość wiatru na tym akwenie jest w typowych warunkach niższa niż na zatoce: w punkcie ZW średnio o 0,5 m · s–1 niż w punkcie ZG (rys. 2.1 i rys. 2.5). Różnica prędkości wiatru w tych punktach jest dodatnia w około 75% przypadków i procentowo tym większa, im mniejsze prędkości wiatru.

Rys. 2.3. Zmienność prędkości wiatru [m · s–1] w Elblągu (a) i Kaliningradzie (b) w poszczególnych miesiącach na podstawie danych z lat 1997–2016. Znaczenie symboli i oznaczeń jak na rys. 2.2 (opracowanie na podstawie danych NCEP)

Rys. 2.4. Zmienność kierunku wiatru w pięciu klasach prędkości [m/s] w Elblągu (a, c, e, g) i Kaliningradzie (b, d, f, h) wiosną (marzec–maj; a, b), latem (czerwiec–sierpień; c, d), jesienią (wrzesień–listopad; e, f) i zimą (grudzień–luty; g, h) na podstawie danych z lat 1997–2016 (opracowanie na podstawie danych NCEP)

Rys. 2.5. Histogram różnic prędkości wiatru [m · s–1] w punktach ZG i ZW (rys. 2.1), na podstawie danych z roku 2016; rozdzielczość czasowa: 1 godzina (opracowanie na podstawie danych systemu SatBałtyk)

Temperatura powietrza

Średnia roczna temperatura powietrza w rejonie Zalewu Wiślanego wynosi 7–8°C. Sezonowy cykl temperatury powietrza jest typowy dla strefy klimatycznej, w której akwen ten się znajduje (rys. 2.6). Najcieplejsze miesiące to lipiec i sierpień, a najzimniejszym miesiącem jest styczeń (jedyny, w którym średnia miesięczna temperatura powietrza jest ujemna). Rozstęp międzykwartylowy temperatury ulega niewielkim zmianom sezonowym – w niemal wszystkich miesiącach mieści się on w granicach 5–7°C – natomiast wyraźnym zmianom w ciągu roku ulega prawdopodobieństwo wystąpienia temperatury ekstremalnie niskiej oraz wysokiej. Wartości temperatury wyższe (odpowiednio: niższe) o ponad 3 odchylenia standardowe od średniej występują niemal wyłącznie w ciepłej (odpowiednio: zimnej) porze roku. W okresie od czerwca do sierpnia są to upalne dni o temperaturze przekraczającej 30°C, w styczniu i lutym – mroźne dni o temperaturze poniżej –20°C. Prawdopodobieństwo ich wystąpienia jest jednak mniejsze niż 0,5%.

Rys. 2.6. Zmienność temperatury powietrza [°C] w Elblągu (a) i Kaliningradzie (b) w poszczególnych miesiącach na podstawie danych z lat 1997–2016. Znaczenie symboli i oznaczeń jak na rys. 2.2 (opracowanie na podstawie danych NCEP)

Jak już zostało wspomniane w poprzednim podrozdziale, położenie i cechy Zalewu Wiślanego powodują, że pogoda nad tym akwenem podlega cyklowi dobowemu, który jest znacznie wyraźniejszy niż w sąsiedniej Zatoce Gdańskiej. Na rys. 2.7 przedstawiono szeregi czasowe temperatury powietrza w punktach ZW i ZG (rys. 2.1) w czterech wybranych miesiącach 2016 roku: od lutego do marca (rys. 2.7a, c) oraz od czerwca do lipca (rys. 2.7b, d). Amplituda dobowych wahań temperatury jest większa na Zalewie Wiślanym we wszystkich miesiącach, lecz różnica ta jest szczególnie widoczna w okresie letnim, gdy może dochodzić do 10°C (w porównaniu z 1–2°C nad wodami Zatoki Gdańskiej). Tak znaczne różnice temperatury w dolnej atmosferze sprzyjają rozwojowi lokalnej cyrkulacji termicznej, m.in. cyrkulacji bryzowej.

Rys. 2.7. Szeregi czasowe temperatury powietrza [°C] w dwóch wybranych punktach po obu stronach Mierzei Wiślanej: na Zalewie Wiślanym oraz w Zatoce Gdańskiej (punkty ZW i ZG na mapie z rys. 2.1) w okresie luty–marzec (a) i czerwiec–lipiec (b) 2016 roku. (c, d): różnica pomiędzy szeregami czasowymi (TZW-TZG) przedstawionymi w (a, b) (opracowanie na podstawie danych systemu SatBałtyk)

Wilgotność powietrza

Sezonowa zmienność wilgotności powietrza nad zalewem odzwierciedla zmienność temperatury powietrza, z którą jest ściśle powiązana poprzez zależność prężności pary nasyconej od temperatury, opisanej równaniem Clausiusa-Clapeyrona. Zawartość pary wodnej w powietrzu, której miarą jest wilgotność właściwa, jest najwyższa w lipcu i sierpniu, kiedy wynosi średnio 8–10 g · kg–1, a najniższa – od grudnia do lutego, ze średnimi wartościami 3–4 g · kg–1 (rys. 2.8). Ekstremalnie wysokie wartości, osiągane w najbardziej upalne dni, mogą dochodzić do 16–18 g · kg–1. W analogiczny sposób zmienia się sezonowo temperatura punktu rosy (rys. 2.9), której wartości są średnio mniejsze od zera od stycznia do marca i przekraczają 10°C od czerwca do września. Wilgotność względna wykazuje większą zmienność latem niż zimą (rys. 2.10). W miesiącach zimowych w ponad 75% przypadków jest wyższa niż 80% i tylko w ekstremalnych sytuacjach spada poniżej 60%. W miesiącach letnich typowe wartości to 60–80%, ale zdarzają się przypadki, gdy podczas adwekcji suchego, nagrzanego powietrza od strony lądu notowane są wartości 30–40%. Takie sytuacje są jednak rzadkie. Ogólnie, dolna atmosfera nad zalewem cechuje się znaczną wilgotnością, czemu sprzyja m.in. sąsiedztwo Żuław Wiślanych, gdzie znajduje się dużo terenów podmokłych oraz gęsta sieć cieków i zbiorników wodnych stanowiących lokalne źródło pary wodnej.

Rys. 2.8. Zmienność wilgotności właściwej powietrza [g · kg–1] w Elblągu (a) i Kaliningradzie (b) w poszczególnych miesiącach na podstawie danych z lat 1997–2016. Znaczenie symboli i oznaczeń jak na rys. 2.2 (opracowanie na podstawie danych NCEP)

Rys. 2.9. Zmienność temperatury punktu rosy [°C] w Elblągu (a) i Kaliningradzie (b) w poszczególnych miesiącach na podstawie danych z lat 1997–2016. Znaczenie symboli i oznaczeń jak na rys. 2.2 (opracowanie na podstawie danych NCEP)

Rys. 2.10. Zmienność wilgotności względnej powietrza [%] w Elblągu (a) i Kaliningradzie (b) w poszczególnych miesiącach na podstawie danych z lat 1997–2016. Znaczenie symboli i oznaczeń jak na rys. 2.2 (opracowanie na podstawie danych NCEP)

Pozostałe elementy pogody

Wspomniane intensywne parowanie – zarówno z powierzchni samego Zalewu Wiślanego, jak i sąsiednich Żuław Wiślanych i Zatoki Gdańskiej – sprzyja wysokiej zawartości pary wodnej w warstwie granicznej atmosfery nad tym obszarem. Oznacza to wysokie prawdopodobieństwo tworzenia się mgły i niskich chmur warstwowych, zwłaszcza we wczesnych godzinach rannych, kiedy temperatura powietrza może spadać do temperatury punktu rosy, oraz w zimnej części roku, kiedy wilgotność względna powietrza pozostaje wysoka przez całą dobę. Pomimo tego na obszarze zalewu odnotowywane są w ciągu roku mniejsze sumy opadów (550–650 mm) niż na terenach na południe od niego. Jedną z przyczyn tego faktu jest tzw. cień opadowy wytwarzany przez położone na zachód obszary Kaszub, nad którymi usuwana jest znaczna część wody zawartej w wilgotnych masach powietrza przemieszczających się na wschód. Obszar Zalewu Wiślanego charakteryzuje się też stosunkowo dużą liczbą dni słonecznych, z których najwięcej występuje latem, od czerwca do sierpnia.