zróżnicowanie hydro- i morfogenetyczne jezior przybrzeżnych

zróżnicowanie hydro- i morfogenetyczne jezior przybrzeżnych

Geologia i geomorfologian••n9n••nSłupsk 2012, s. 175-187
Roman Cieśliński
ZRÓŻNICOWANIE HYDRO- I MORFOGENETYCZNE
JEZIOR PRZYBRZEŻNYCH POLSKIEGO WYBRZEŻA
POŁUDNIOWEGO BAŁTYKU
Słowa kluczowe: jezioro, morfogeneza, hydrogeneza, wybrzeże, chlorki, granica zasolenia
Key words: lake, morphogenesis, hydrogenesis, coastal zone, chloride, salinity boundary
WSTĘP
Obszar wybrzeża południowego Bałtyku to miejsce, gdzie pierwotne stosunki
wodne wykształciły się pod wpływem oddziaływania lądolodu skandynawskiego
oraz jego wód roztopowych, a następnie ulegały dalszym przekształceniom pod
wpływem licznych zmian klimatycznych. Szczególnie istotna była transgresja morza
litorynowego, która objęła te obszary płytkowodnej części dna południowego Bałtyku, które począwszy od późnego plejstocenu rozwijały się w warunkach lądowych.
Pod jej koniec niektóre odcinki wybrzeża wysunięte były 1-2 km w morze, a w niektórych rejonach morze przekroczyło dzisiejszą linię brzegową, wykorzystując istniejące obniżenia terenu (Uścinowicz 1996). W okresie tym dochodziło również do
zahamowania odpływu wód lądowych oraz podnoszenia się poziomu wód gruntowych (Rosa 1963). Oprócz już istniejących jezior (Miotk-Szpiganowicz i in. 2007)
powstały inne zbiorniki wód stojących, pozostające w bezpośrednim związku hydraulicznym z morzem, o składzie chemicznym wód innym niż zbiorników leżących
w głębi lądu.
Współcześnie polskie wybrzeże charakteryzuje się występowaniem wielu różnorodnych obiektów hydrograficznych, na które oddziałuje z jednej strony morze,
z drugiej zaś zaplecze lądowe. W efekcie pojawiają się liczne procesy (dopływ potamiczny ze zlewni, intruzja wód morskich, falowanie, prądy, podpiętrzenie wiatrowe), które decydują nie tylko o właściwościach fizycznych wody, ale także jakościowych. Obszar wybrzeża, a w szczególności jego linia brzegowa jest także pod
wpływem wielu procesów i zjawisk niszczących oraz budujących, wynikających
z oddziaływania przede wszystkim morza i wiatru. Decydują one zatem o kształcie
rzeźby terenu wybrzeża oraz zmianach linii brzegowej. Niezwykle istotna jest również geneza wielu obiektów hydrograficznych występujących w tej strefie. Wśród
nich wymienić należy jeziora. Wydaje się, że mają one podobną genezę mis (jeziora
175
przybrzeżne). Tworzyły się bowiem pod wpływem różnych zjawisk i procesów
egzogenicznych, głównie erozji glacjalnej, akumulacji materiału morenowego, wytapiania się brył martwego lodu, zatamowania odpływu wód z przedpola czoła lodowca oraz akumulacji materiału piaszczystego nanoszonego przez wiatr i morze,
które w konsekwencji doprowadziły do odcięcia dawnych zatok morskich i lagun
przez mierzeje. Jednakże należałoby się zastanowić, czy tak rzeczywiście jest, oraz
czy wody, które występują w ich misach, mają tę samą hydrogenezę.
METODY
Główne prace polegały na kwerendzie materiałów źródłowych dotyczących genezy mis jezior przybrzeżnych oraz jakości wód w nich występujących, a także
na badaniach terenowych – poborze próbek wody do dalszej analizy laboratoryjnej
z wybranych uprzednio zbiorników. Badaniami własnymi, które wykonywano w latach 2002-2007, objęto 18 jezior przybrzeżnych: Resko Przymorskie, Jamno, Bukowo, Kopań, Wicko, Modła, Gardno, Smołdzińskie, Dołgie Wielkie, Dołgie Małe,
Łebsko, Sarbsko, Kopalińskie, Żarnowieckie, Pusty Staw, Ptasi Raj, Karaś i Druzno
(rys. 1). W ramach uzupełnienia badań własnych, wykorzystując dane literaturowe
(Tórz, Kubiak 2006) oraz źródłowe (WIOŚ w Szczecinie), wybrano do analizy jeziora Koprowo i Liwia Łuża (rys. 1). Na wstępie prac ustalono liczbę i miejsca
punktów poboru próbek wody, które w zależności od jeziora wyniosły od 2 do 8.
Uzupełniająco objęto monitoringiem również główne dopływy do jezior, odpływy
z jezior do morza, o ile takie istniały, a także wody Morza Bałtyckiego. Analiza
chemiczna próbek wody wykonana w Laboratorium Katedry Hydrologii Uniwersytetu Gdańskiego ograniczyła się jedynie do określenia stężeń chlorków jako wskaźnika zasolenia. Oznaczono je metodą Mohra.
GENEZA MIS JEZIOR PRZYBRZEŻNYCH
Lagunowe
Największą grupę na wybrzeżu stanowią jeziora przybrzeżne (lagunowe), których powstanie należy wiązać z odcięciem dawnych zatok morskich mierzejami
tworzonymi przez depozycję klastycznego materiału wleczonego przez fale i prądy
litoralne (Rosa 1963, Wojciechowski 1995) oraz podniesienie się poziomu wód
gruntowych na skutek utrudnionego odpływu (Weber 1973). W ten sposób powstały
m.in. jeziora Koprowo, Liwia Łuża, Resko Przymorskie, Bukowo, Kopań, Wicko,
Łebsko, Sarbsko, Dołgie Wielkie, Modła. W przypadku jezior Niziny Łebskiej (Łebsko i Sarbsko) ich podział związany był dodatkowo z sedymentacją jeziorną i deltową u ujścia rzeki Łeby (Morawski 1989). Największy wpływ na genezę właściwego
zbiornika miały zatem transgresje litorynowe, związane z podnoszeniem się poziomu morza, co utrudniało odpływ wód powierzchniowych i gruntowych (Florek
1991), a w konsekwencji doprowadziło do zamknięcia zatoki morskiej przez nara176
177
Rys. 1. Lokalizacja obiektów badań
Fig. 1. Location of research objects
stającą barierę morską i przekształcenie jej w lagunę, a następnie w jezioro (Wypych
1973).
Jezioro Modła powstało na skutek podniesienia się poziomu wód gruntowych
w związku z niewielką, subatlantycką transgresją południowego Bałtyku (Bogaczewicz-Adamczak i in. 1980).
Powstanie jeziora Jamno należy natomiast wiązać z silną erozją trzech rzek, których doliny przecinały teren obecnego jeziora. Począwszy od transgresji litorynowej, rzeki te wypełniły aluwiami prawie całe obniżenie Jamna (Rosa 1984, Szwichtenberg 1989).
Misy jezior Bukowo i Kopań rozwijały się w okresie transgresji litorynowej. W tym
czasie dawne mierzeje przemieszczały się ku południowi (Rosa 1963). Osady morza
litorynowego w postaci żwirów i piasków stwierdzono w strefie przybrzeżnej jeziora
Kopań, do głębokości około 20 m (Kaszubowski, Dobracki 2005). Współcześnie
brzeg, nad którym położone jest jezioro Bukowo, stosunkowo szybko ulega niszczeniu abrazyjnemu. Jedną z przyczyn tego stanu jest bliskie sąsiedztwo dna Basenu
Bornholmskiego. Krawędź podwodnego załomu dna znajduje się zaledwie 15-20 km
na północ od mierzei jeziora Bukowo. Fale sztormowe mają tu więc dogodne warunki podejścia do dzisiejszego brzegu (Rosa 1963).
Na podstawie badań Mazurek (2008) określono 6 faz powstania jeziora Dołgie
Wielkie, zaczynając od fazy otwartego morza, przez fazę lagunową, a kończąc na
jeziornej. Geneza jeziora jest zatem taka sama jak w przypadku jezior Łebsko czy
Sarbsko.
Deltowe
Poza grupą jezior lagunowych na polskim wybrzeżu znajduje się również jezioro
deltowe – Druzno, które powstało po dawnej zatoce morza litorynowego, odciętej
od morza deltą rzeczną Nogatu. Jest ono reliktowym zbiornikiem wodnym powstałym na miejscu dawnej, obszernej niegdyś zatoki Zalewu Wiślanego, która istniała
jeszcze w średniowieczu, zajmując południowo-wschodnią część obszaru delty Wisły (Bertram 1924). Pod koniec okresu litorynowego wody tej zatoki sięgały na
wschodzie po Bogaczewo, na południu brzeg jej opierał się o zbocze wysoczyzny
morenowej, zaś na zachodzie brzeg ten był oddalony o około 15-20 km od dzisiejszego jeziora. Budowa geologiczna nizin aluwialnych otaczających dzisiejsze Druzno wskazuje na to, że brzeg dawnej zatoki Zalewu Wiślanego w ciągu całego okresu jej istnienia był żywym brzegiem deltowym (Rosa 1963). O istnieniu zatoki i jej
dawnym zasięgu decydowało przede wszystkim ustawiczne podnoszenie się poziomu jej wód. Z kolei istnieniu zatoki ciągle zagrażała akumulacja osadów rzecznych
– od wschodu Wisły, od zachodu rzek Wąskiej i Elszki, a od południa Dzierzgoń.
Rynnowe
Na polskim wybrzeżu znajduje się również jezioro polodowcowe – rynnowe. Jezioro Żarnowieckie powstało w wyniku erozji glacjalnej. Jego naturalne warunki są
konsekwencją złożonej, polodowcowej genezy oraz ewolucyjnych przekształceń
178
w okresie postglacjalnym (Rosa 1963). Mimo niewielkiej odległości od morza, jezioro to jest typowym zbiornikiem rynnowym. Zajmuje ono północną część głęboko wciętej, w stosunku do zasadniczej powierzchni morenowej, Rynny Żarnowieckiej
o orientacji NNE-SSW i długości 12 km. Deniwelacje pomiędzy dnem rynny a poziomem wysoczyznowym dochodzą do 120 m (Lange, Niewińska-Sznajderska
1980). Strefa krawędzi otaczających kęp jest na ogół stroma, w wielu miejscach jednak silnie rozczłonkowana, przeważnie krótkimi rozcięciami erozyjnymi. Powstała
w wyniku subglacjalnej erozji misa jeziora w okresie transgresji litorynowej przekształciła się w zatokę morską. Doszło wtedy do częściowego zasypania północnego fragmentu jeziora allochtonicznymi utworami piaszczystymi morskiego pochodzenia. Późniejsze przeobrażenia brzegu południowego Bałtyku w okresie subatlantyckim doprowadziły do odcięcia Jeziora Żarnowieckiego od morza wałem
wydm oraz strefą torfowisk. Współczesne procesy morfotwórcze powodują dalsze
zmiany w ukształtowaniu strefy brzegowej jeziora, głównie przez intensywną abrazję
i denudację. Spływające do zbiornika cieki rozcinają nadal krawędzie wysoczyzny,
szczególnie podczas wiosennych wezbrań, transportując znaczne ilości rumowiska.
Przy ujściach dwóch największych dopływów: Piaśnicy i Bychowskiej Strugi wytworzyły się rozległe stożki napływowe, wchodzące w jezioro na ponad 50 m (Lange,
Niewińska-Sznajderska 1980). Charakterystyczny wpływ na wzmożoną abrazję
brzegów wywiera intensywne falowanie.
Śródwydmowe
Z kolei jezioro Dołgie Małe, według badań wykonanych przez Zych (1990), jest
zbiornikiem powstałym w młodoholoceńskiej niecce deflacyjnej, której dno jest
wysłane brukiem deflacyjnym, przykrytym bardzo cienką pokrywą osadów jeziornych. Bardzo podobną genezę ma misa jeziora Pusty Staw, które zaliczono do typu
jezior śródwydmowych.
Poligenetyczne
Na polskim wybrzeżu występują również jeziora o poligenetycznym założeniu
mis. Przykładem jest jezioro Ptasi Raj. Na jego powstanie złożyła się działalność
morza (odcięcie barierą piaszczystą), delty Wisły (akumulacja nanosów rzecznych)
oraz człowieka (budowa urządzeń hydrotechnicznych). W 1840 roku nastąpił najważniejszy moment w okresie powstawania jeziora Ptasi Raj. W nocy z 31 stycznia
na 1 lutego na dawno już zagrożonym odcinku Gdańsk–Górki utworzył się zator
lodowy, dzieląc osadę na część wschodnią i zachodnią. W wyniku zatoru nastąpiło
spiętrzenie wód Wisły o 6 m ponad średni poziom (Majewski 1969). Napór wód
przerwał 1,5 km pas wydm, skracając bieg rzeki o 14 km. Następnie w XIX wieku
została wybudowana kamienna grobla o szerokości około 1,5 m i długości około
1 km, oddzielająca dziś jezioro Ptasi Raj od Wisły Śmiałej. Dokładna data budowy
grobli nie jest znana. Niemniej jednak z map Winkela, zamieszczonych w pracy
Majewskiego (1969), wynika, iż grobla istniała już w 1888 roku.
W cieniu wielkiego wydarzenia, jakim było powstanie Wisły Śmiałej, oraz bu179
dowy grobli począł się kształtować pierwotny zbiornik, który dał początek istnieniu
jeziora Ptasi Raj. Od północy utworzyła się mierzeja, dziś znana jako Mierzeja Messyńska, która odgrodziła jezioro od wód Zatoki Gdańskiej. Tworzenie się mierzei
polegało najpierw na wypłycaniu się obszaru ujściowego, a następnie na odkładaniu
materiału piaszczystego. Ostateczne uformowanie się mierzei, które odpowiada
równocześnie definitywnemu powstaniu jeziora, nastąpiło w XIX wieku.
Do grupy jezior poligenetycznych zaliczyć należy Gardno. Jego misę traktuje się
jako typową misę końcową transgresywnego lobu gardnieńskiego, o czym pisali
m.in. Rotnicki i Borówka (1994), Rotnicki (2003) czy Florek (2003). Według Rotnickiego (2003) należy je uznać za jezioro wysoczyznowe. Misa ta została później
wypełniona wodą pochodzącą z ablacji lądolodu, w której osadzały się typowe
utwory glacilimniczne (Florek 2003). Widoczna jest tu również – poza sedymentacją
osadów jeziornych – akumulacja rumowiska wnoszonego do niecki przez Łupawę
(Zachowicz 1977).
Z kolei Wojciechowski (1990) uważał, że Gardno to zbiornik o charakterze jeziora przybrzeżnego, powstałego podczas maksimum transgresji litorynowej. Jego
utworzenie należało wiązać z podniesieniem się poziomu wód gruntowych, spowodowanym wzrostem poziomu wody w Bałtyku podczas ostatniej transgresji subatlantyckiej (Bogaczewicz-Adamczak i in. 1981).
Wyodrębnione z większego jeziora
Na polskim wybrzeżu występują także jeziora, które wyodrębniły swoje misy
z jeziora większego. Przykładem jest Karaś, które wydzieliło się z jeziora Ptasi
Raj. Nastąpiło to prawdopodobnie w pierwszej połowie XX wieku, na co wskazuje
stosunkowo silnie wylądowiona przestrzeń między zbiornikami. Drugim przykładem jest Jezioro Smołdzińskie. W wyniku intensywnych procesów lądotwórczych,
a w szczególności bioakumulacji, doszło do odcięcia zatoki w północno-wschodniej
części jeziora Gardno. Jezioro Smołdzińskie wydzieliło się w II połowie XX wieku.
Antropogeniczne (poeksploatacyjne)
Na polskim wybrzeżu leży również jezioro powstałe w miejscu wydobycia przez
człowieka torfu, a następnie wypełnieniu zagłębienia przez wodę – Jezioro Kopalińskie.
HYDROGENEZA JEZIOR PRZYBRZEŻNYCH
Właściwym wskaźnikiem określenia hydrogenezy wód jezior przybrzeżnych
są chlorki. Wskaźnik ten nie wchodzi w prawie żadne procesy biochemiczne, a jednocześnie jest dobrym indykatorem w środowisku wodnym. W przypadku strefy
wybrzeża może on określić źródła pochodzenia wody (wody morskie, lądowe, podziemne). Do tego celu istotne było ustalenie granicy, od której można mówić o zasoleniu. W literaturze przedmiotu bardzo różnie definiowana jest granica zasole180
nia wody jeziornej. Według Appelo i Willemsena (1987) wartość ta wynosi 100 mg
Cl- dm-3, zaś według Daviesa i DeWiesta (1966) oraz Pempkowiaka (1997) 200 mg
Cl- dm-3. Potwierdzeniem spostrzeżeń Daviesa i DeWiesta oraz Pempkowiaka jest
waloryzacja parametrów stanu oraz wskaźników specyficznej struktury i funkcji
siedliska przyrodniczego zalewów i jezior przymorskich, gdzie za wartość graniczną
pojawienia się zasolenia przyjęto 200 mg Cl- dm-3 (Zalewska-Gałosz 2008). Z kolei
według podziału systemu weneckiego o zasoleniu wód można mówić od wartości
500 mg Cl- dm-3 (Starmach i in. 1976). Do celów niniejszej pracy stężenie 200 mg
Cl- dm-3 przyjęto jako wartość graniczną pojawienia się zasolenia wód jezior przybrzeżnych polskiej strefy wybrzeża południowego Bałtyku.
Na wstępie, na podstawie średnich wartości z całego okresu badawczego ustalono, w których jeziorach przekroczona jest niniejsza granica. Do jezior tych zaliczono: Koprowo, Resko Przymorskie, Jamno, Bukowo, Gardno, Łebsko, Ptasi Raj,
Karaś i Druzno. Największą wartością spośród nich charakteryzowało się jezioro
Ptasi Raj (3284 mg Cl- dm-3), zaś najmniejszą Druzno (225 mg Cl- dm-3) i Jamno
(235 mg Cl- dm-3). W pozostałych jeziorach wartość 200 mg mg Cl- dm-3 nie była
przekroczona. Średnie stężenia w nich wahały się od 10 mg Cl- dm-3 (Dołgie Małe)
do 133 mg Cl- dm-3 (Liwia Łuża) (rys. 2). Można zatem założyć, że jeziora zaliczone do grupy pierwszej są pod stałym lub okresowym wpływem morza, zaś pozostałe
pod stałym wpływem wód słodkich spływających ze zlewni. Należy się jednak zastanowić, czy część z jezior zaliczonych do grupy pierwszej lub drugiej (szczególnie
te o wartościach zbliżonych do granicznych) nie będą w całym okresie badawczym
raz pod wpływem morza, a raz pod wpływem zlewni. W tym celu postanowiono
prześledzić wartości skrajne (minimum i maksimum; tab. 1). Ustalono, że w wodach
takich jezior, jak: Koprowo, Resko Przymorskie, Bukowo, Łebsko, Ptasi Raj i Karaś, wartości minimalne nie spadają poniżej 200 mg Cl- dm-3. Najniższą wartość
Rys. 2. Średnie wartości chlorków w wodach jezior przybrzeżnych na tle wartości granicznej
zasolenia
Fig. 2. Average chloride concentrations in the waters of coastal lakes versus boundary salinity
values
181
spośród nich miały wody jeziora Koprowo (320 mg Cl- dm-3), zaś najwyższą – Ptasi
Raj (2311 mg Cl- dm-3). Wartości maksymalne mieściły się w przedziale od 780 mg
Cl- dm-3 w wodach Koprowa do 4090 mg Cl- dm-3 w wodach Ptasiego Raju. Świadczyć to może o stałym wpływie wód morskich.
Z kolei w wodach jezior: Liwia Łuża, Kopań, Wicko, Modła, Dołgie Wielkie,
Dołgie Małe, Sarbsko, Kopalińskie, Żarnowieckie i Pusty Staw w całym okresie
badawczym nie zanotowano nigdy okresu, w którym wartości chlorków przekroczyłyby wartość graniczną zasolenia, tj. 200 mg Cl- dm-3, co świadczy o wpływie jedynie wód lądowych, przemieszczających się drogą powierzchniową bądź podziemną.
Tabela 1
Wartości ekstremalne chlorków w wodach jezior przybrzeżnych
w latach 2002-2007
Table 1
Extreme chloride concentrations in the waters of coastal lakes in 2002-2007
Nazwa jeziora
Minimum
Maksimum
Koprowo
320,0
780,0
Liwia Łuża
90,0
170,0
1560,0
2700,0
Jamno
70,0
698,0
Bukowo
531,0
1188,0
Kopań
85,2
112,1
Wicko
38,2
66,6
Modła
26,4
152,0
Gardno
13,9
1512,0
Smołdzińskie
81,7
240,0
Dołgie Wielkie
13,0
18,9
Dołgie Małe
9,1
11,9
Łebsko
409,0
1970,0
Serbsko
21,0
87,7
Kopalińskie
10,0
30,0
Żarnowieckie
8,3
28,6
Pusty Staw
33,4
40,9
Ptasi Raj
2311,0
4090,0
Karaś
1830,0
2703,0
39,0
652,0
Resko Przymorskie
Druzno
182
Najniższa wartość chlorków była w Jeziorze Żarnowieckim (8,1 mg Cl- dm-3), zaś
najwyższa w jeziorze Liwia Łuża (170 mg Cl- dm-3).
Zupełnie inaczej wygląda sytuacja w Jeziorze Smołdzińskim, gdzie z reguły obserwuje się wody słodkie, o wartościach nie przekraczających 200 mg Cl- dm-3.
Jedynie w wyjątkowych sytuacjach może nastąpić niewielkie jej przekroczenie, co
wiązać należy z przemieszczaniem się wód zasolonych od strony jeziora Gardno,
z którym zbiornik ma połączenie przez strugę. W całym okresie badawczym wystąpiła jedna taka sytuacja, kiedy wartość chlorków w wodach tego jeziora wyniosła
240 mg Cl- dm-3 (rys. 3).
Rys. 3. Zmienność stężeń chlorków w wodach Jeziora Smołdzińskiego w latach 2002-2007
Fig. 3. Changes in chloride concentration in the waters of Lake Smołdzińskie in 2002-2007
Rys. 4. Zmienność stężeń chlorków w wodach jeziora Gardno w latach 2002-2007
Fig. 4. Changes in chloride concentration in the waters of Lake Gardno in 2002-2007
183
Wody jeziora Gardno charakteryzują się bardzo wysokimi stężeniami chlorków
przez większą część roku. Ich wartości zbliżone są do notowanych w wodach jezior
Bukowo czy Łebsko. Maksymalna wartość chlorków w okresie badań wyniosła
1512 mg Cl- dm-3. Jednakże w odróżnieniu od wymienionych powyżej jezior pojawiają się okresy, kiedy następuje silne wysłodzenie wód Gardna. Wtedy wartości
mogą obniżyć się nawet do 13,9 mg Cl- dm-3 (rys. 4). Można zatem stwierdzić, że
dominującym czynnikiem wpływającym na kształtowanie się zasolenia jest morze
(wartości znacznie wyższe niż 200 mg Cl- dm-3). O wiele rzadziej występują wody
słodkie (poniżej 200 mg Cl- dm-3) i wtedy mamy do czynienia z dominującym
wpływem wód spływających ze zlewni.
W jeziorach Druzno i Jamno obserwuje się w sytuacjach „normalnych” wody
typowo słodkie, których wartości minimalne wynoszą odpowiednio 39 mg Cl- dm-3
i 70 mg Cl- dm-3. Jednakże mogą się tu również pojawić w czasie występowania
zjawiska intruzji wód morskich gwałtowne wzrosty zasolenia w całej misie jeziornej
lub w jej części. W tym czasie chlorki osiągają wartości 652 mg Cl- dm-3 (Druzno)
i 698 mg Cl- dm-3 (Jamno). Porównując oba zbiorniki, zauważyć można, że częściej
takie zjawisko występuje w wodach jeziora Druzno. Aby lepiej zobrazować zmienność zawartości chlorków w wodach Druzna, na rysunku 5 przedstawiono zmienność w czasie stężeń chlorków w trzech punktach pomiarowych, zlokalizowanych
w północnej (nr 1), centralnej (nr 2) i południowej (nr 3) części jeziora.
Rys. 5. Zmienność stężeń chlorków w wodach jeziora Druzno w latach 2002-2007
Fig. 5. Changes in chloride concentration in the waters of Lake Druzno in 2002-2007
HYDROGENETYCZNY PODZIAŁ JEZIOR
Rozpatrując zróżnicowanie wielkościowe i zmienność w czasie stężeń chlorków
jako wskaźnik hydrogenezy jezior przybrzeżnych, postanowiono podzielić analizo184
wane jeziora na grupy ze względu na zasolenie. W efekcie powstały cztery grupy,
które poniżej krótko scharakteryzowano.
Jeziora o wodach stale słonawych
W grupie tej stężenia chlorków w całych misach jeziornych zawsze przekraczały
wartość 200 mg Cl- dm-3, by maksymalnie osiągnąć ponad 4000 mg Cl- dm-3. Do
grupy tej zaliczono następujące jeziora: Koprowo, Resko Przymorskie, Bukowo,
Łebsko, Ptasi Raj i Karaś.
Jeziora o wodach słonawych, z możliwością okresowego wysłodzenia
Stężenia chlorków w warunkach przeciętnych z reguły przekraczały wartość 200
mg Cl- dm-3 (maksymalnie do 1512 mg Cl- dm-3). Zaobserwowano tu jednak okresy
wysłodzenia wody, w których wartość chlorków obniżała się nawet do 14 mg Cl- dm-3.
Do grupy tej zaliczono Gardno.
Jeziora o wodach słodkich, z możliwością okresowego zasolenia
Stężenia chlorków w warunkach przeciętnych nie przekraczały wartości 200 mg
Cl- dm-3 (minimalnie 39 mg Cl- dm-3). W wodach tych jezior zaobserwowano pojawianie się okresowego jej zasolenia, a wartość chlorków wzrastała nawet do blisko
700 mg Cl- dm-3. Do grupy tej zaliczono Jamno i Druzno.
Jeziora o wodach stale słodkich
Stężenia chlorków w wodach tych jezior w zasadzie poza jednym wyjątkiem
(Jezioro Smołdzińskie) nigdy nie przekraczały wartości 200 mg Cl- dm-3. Ich zmienność obserwowana w czasie wahała się od 9,1 do 240,0 mg Cl- dm-3. Do grupy tej
zaliczono następujące jeziora: Liwia Łuża, Kopań, Wicko, Modła, Dołgie Małe,
Dołgie Wielkie, Smołdzińskie, Sarbsko, Kopalińskie, Żarnowieckie i Pusty Staw.
WNIOSKI
Położenie jezior na wybrzeżu powinno decydować o ich ścisłym podobieństwie
pod względem warunków fizyczno-limnologicznych, w tym także pod względem
jakości wody. Również podobieństwo związane z morfogenezą ich mis (przewaga
jezior mierzejowych) wskazuje, że powinny one cechować się podobnym składem
chemicznym wody. Jednakże na podstawie przeprowadzonej analizy można stwierdzić brak ścisłej współzależności pomiędzy morfo- i hydrogenezą wybranych jezior
przybrzeżnych. Bardzo często zbiorniki charakteryzujące się podobną morfogenezą
cechuje duże zróżnicowanie i zmienność składu hydrochemicznego. Analiza hydrogenetyczna ukazuje, że ich skład hydrochemiczny jest bardzo zróżnicowany i zależy
zarówno od wielu procesów zachodzących w misach jeziornych, jak i różnorodnych
uwarunkowań zewnętrznych związanych z oddziaływaniem lądu i morza.
185
L I T E R AT U R A
Appelo C.A.J., Willemsen A., 1987: Geochemical calculations and observations on salt water
intrusions, a combined geochemical/mixing cell model, J. Hydrology 94, s. 313-330
Bertram H.G., 1924: Physikalische Geschichte des Weichseldeltas: Das Weichsel – Nogat
– Delta, Danzig
Bogaczewicz-Adamczak B., Fedorowicz S., Miotk G., 1980: Paleogeografia strefy brzegowej
południowego Bałtyku w rejonie jeziora Modła, Zeszyty Naukowe Wydziału BiNoZ UG,
seria Geografia 11, 39-51
Bogaczewicz-Adamczak B., Fedorowicz S., Gołębiewski R., Miotk G., 1981: Polodowcowa
historia rejonu jeziora Gardno, Zeszyty Naukowe Wydziału BiNoZ UG, seria Geografia
12, s. 27-47
Davies S., DeWiest R., 1966: Hydrogeology, New York
Florek W., 1991: Postglacjalny rozwój dolin rzek środkowej części północnego skłonu Pomorza, Słupsk
Florek W., 2003: Powstanie jeziora w świetle budowy geologicznej zachodniej części Niziny
Gardnieńsko-Łebskiej. W: Jezioro Gardno, red. Z. Mudryk, Słupsk, s. 13-34
Kaszubowski L.J., Dobracki R., 2005: Zapis ruchów neotektonicznych w profilach osadów
mierzei jezior Kopań i Wicko w świetle badań geologicznych i sejsmicznych. W: Geologia i geomorfologia Pobrzeża i południowego Baltyku 6, red. W. Florek, Słupsk, s. 297-305
Lange W., Niewińska-Sznajderska K., 1980: Studium fizyczno-limnologiczne Jeziora Żarnowieckiego przed uruchomieniem elektrowni szczytowo-pompowej „Żarnowiec”, Zeszyty
Naukowe Wydziału BiNoZ UG, seria Geografia 11, s. 61-85
Majewski A., 1969: Rozwój hydrograficzny Delty Wisły w okresie historycznym, Prz. Geofizyczny, R. XIV(XXII), z. 1, s. 3-41
Mazurek T., 2008: Historia rozwoju jeziora Dołgie Wielkie. W: Holoceńskie przemiany wybrzeży i wód południowego Bałtyku – przyczyny, uwarunkowania i skutki, red. K. Rotnicki, J. Jasiewicz, M. Woszczyk, Poznań-Bydgoszcz, s. 43-49
Miotk-Szpiganowicz G., Zachowicz J., Uścinowicz S., 2007: Nowe spojrzenie na rozwój
zbiorników przybrzeżnych południowego Bałtyku, Studia Limnologica et Telmatologica
1, 2, s. 127-136
Morawski W., 1989: Morfogeneza Niziny Łebskiej i Pradoliny Łeby między Lęborkiem i Łebą,
Studia i Materiały Oceanologiczne 56, Geologia Morza (4), s. 163-170
Pempkowiak J., 1997: Zarys geochemii morskiej, Gdańsk
Rosa B., 1963: O rozwoju morfologicznym wybrzeża Polski w świetle dawnych form brzegowych, Studia Societatis Scientiarum Torunensis, Sectio C (Geographia et Geologia) 5
Rosa B., 1984: Rozwój brzegu i jego odcinki akumulacyjne. W: Pobrzeże Pomorskie, red.
B. Augustowski, Gdańsk, s. 67-119
Rotnicki K., 2003: Problem genezy tzw. jezior przybrzeżnych Niziny Gardnieńsko-Łebskiej
w świetle nowych danych. W: IV Seminarium Geneza, litologia i stratygrafia osadów
czwartorzędowych, Poznań 13-14 października 2003, Poznań, s. 81-82
Rotnicki K., Borówka R.K., 1994: Stratigraphy palaeogeography and dating of the North
Polish Stage in the Gardno-Łeba Coastal Plain. W: Changes of the Polish Coastal Zone,
red. K. Rotnicki, Poznań, s. 84-88
Starmach K., Wróbel S., Pasternak K., 1976: Hydrobiologia, Warszawa
Szwichtenberg A., 1989: Jezioro Jamno w świetle najnowszych badań geologicznych i ekologicznych, Człowiek i Środowisko 13/3, s. 343-355
Tórz A., Kubiak J., 2006: Influence of the selected hydrochemical factors upon the nitrogen
– phosphorus ratio and factors restraining primary production in coastal lakes: Koprowo,
Liwia Łuża and Resko Przymorskie, Acta Sci. Pol., Piscaria 5 (2), s. 83-98
186
Uścinowicz S., 1996: Deglacjacja obszaru południowego Bałtyku, Biul. Państw. Inst. Geol.
373, s.179-193
Weber M., 1973: Próba obliczenia bilansu wodnego jeziora Łebsko, Wiad. Służby Hydrolog.
Meteorol., t. IX (XXI), z. 4 (96), s. 69-73
Wojciechowski A., 1990: Analiza litofacjalna osadów jeziora Gardno, Poznań
Wojciechowski A., 1995: Holocene deposits and molluscan assemblages in Lake Łebsko,
Gardno-Łeba Coastal Plain. W: Polish coast: past, present and future, red. K. Rotnicki,
Journal of Coastal Research 22, s. 237-243
Wypych K., 1973: Geneza zalewów południowobałtyckich w świetle nowszych badań, Prz.
Geofizyczny, R. XVIII (XXVI), z. 1-2, s. 111-120
Zachowicz J., 1977: Analiza palinologiczna osadów jeziora Gardno, Studia i Materiały Oceanologiczne 19, s. 299-303
Zalewska-Gałosz J., 2008: Metodyka monitoringu zalewów i jezior przymorskich (lagun), Warszawa
Zych L., 1990: Osady jeziora Dołgie Małe a problem jego genezy, Badania Fizjograficzne
nad Polską Zachodnią XLI, Seria A, Geografia Fizyczna, s. 144-158
Differences in the hydrogenesis and morphogenesis of lakes along
the Polish Baltic coast
SUMMARY
The purpose of the paper is to analyze whether most coastal lakes are sandbar-type or not
and whether their waters are of the same origin. Most of the research consisted of a review of
source materials and fieldwork that included the collection of water samples from selected
lakes for laboratory analysis. Eighteen lakes located along the Baltic Sea coast in Poland
were analyzed from 2002 to 2007. Given that most of the coastal lakes were identified as
sandbar-type, their water chemical composition would be expected to be similar. However,
chemical analysis of lake water samples has shown that there exists no strict correlation between the morphogenesis and hydrogenesis of the lakes of interest. Lakes with a similar
morphogenesis often turn out to be very different in terms of their water chemical composition and changes therein.
Roman Cieśliński
Katedra Hydrologii
Uniwersytet Gdański
Bażyńskiego 4
80-952 Gdańsk
187