ROLA PROCESÓW GEOLOGICZNYCH W KSZTAŁTOWANIU

ROLA PROCESÓW GEOLOGICZNYCH W KSZTAŁTOWANIU
ŚRODOWISKA BAŁTYKU
Regina Kramarska, Szymon Uścinowicz
Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy,
Oddział Geologii Morza, 80-328 Gdańsk, ul. Kościerska 5;
e-mail: [email protected]
1. Wstęp
Bałtyk jest morzem wewnątrzkontynentalnym, co oznacza, że zajmuje obszar o
budowie geologicznej podobnej do lądu otaczającego akwen. Procesy denudacji, erozji
rzecznej a następnie egzaracji lodowcowej, dominujące w obszarze w epoce neogenu i w
plejstocenie, doprowadziły do uformowania niecki bałtyckiej, w której wraz z recesją
lądolodu od około 14 000 lat temu zaczął się rozwój współczesnego morza. Urozmaicona
budowa geologiczna i tektonika obszaru oraz procesy geologiczne zachodzące w podłożu, a
także procesy erozji, redepozycji i akumulacji kształtujące dno i brzegi zbiornika w czasie
jego rozwoju, mają wpływ na obecne warunki środowiskowe akwenu.
2. Warunki geologiczno-strukturalne
Pod dnem Bałtyku występują jednostki geologiczno-strukturalne pierwszego rzędu.
Obszar północnej części morza leży na prekambryjskiej tarczy bałtyckiej, a części
południowo-wschodniej na platformie wschodnioeuropejskiej. Niewielka, południowozachodnia cześć Bałtyku należy do paleozoicznej platformy zachodnioeuropejskiej,
oddzielonej od platformy wschodnioeuropejskiej fragmentem transkontynentalnej strefy
uskokowej Teisserye’a-Tornquista.
Prekambryjski fundament krystaliczny odsłonięty na tarczy bałtyckiej obniża się w
kierunku południowym i południowo-wschodnim i zanurza pod pokrywę osadową platformy
wschodnioeuropejskiej. Na północnym wybrzeżu Estonii, strop prekambru występuje na
głębokości około 200-400 m, a przy południowych wybrzeżach Bałtyku od 3,5-3 km w
rejonie Zatoki Gdańskiej do ok. 6,5-6 km przy granicy strefy Teisserye’a-Tornquista w
rejonie Darłowa. Wraz z obniżaniem stropu fundamentu wzrasta miąższość platformowej
pokrywy osadowej. Na dnie morskim, pod czwartorzędem zalegają coraz młodsze skały
osadowe, od kambryjskich na północy (na linii Narva – Olandia) po neogeńskie u polskich
wybrzeży (Rys. 1). Paleozoiczne i mezozoiczne kompleksy skalne platformy
wschodnioeuropejskiej są ujęte w system bloków tektonicznych ograniczonych uskokami,
które w większości są zakorzenione w prekambryjskim fundamencie krystalicznym (Dadlez,
1993; Mojski red., 1995).
Obszar należący do zachodnioeuropejskiej platformy paleozoicznej wykazuje większy
stopień deformacji tektonicznych. Strop skał prekambryjskich występuje tu na głębokości
około 10-15 km. Wyżej leżą pofałdowane osady paleozoiku dolnego (kambru, ordowiku i
syluru), które przykryte są osadami permu i mezozoiku, a lokalnie również paleogenu
(Kramarska i in., 1999).
Rys. 1. Mapa geologiczna Bałtyku bez utworów czwartorzędu (wg. Uścinowicz, i in., 2011)
Pokrywa czwartorzędowa jest zbudowana z plejstoceńskich osadów głównie
lodowcowych i wodnolodowcowych oraz holoceńskich osadów morskich. Miąższość
plejstocenu jest zmienna, w polskiej strefie Bałtyku zwykle wynosi od około 5 do 30-40 m. W
rynnach subglacjalnych może osiągać 50 m i więcej (m.in. Pikies, 2005; Bjerkus, 1998). W
wielu miejscach osady plejstoceńskie (gliny, gytie, muły zastoiskowe) odsłaniają się na
powierzchni dna lub są przykryte jedynie cienką warstwą osadów rezydualnych.
Późny glacjał i holocen w dnach basenów sedymentacyjnych jest reprezentowany
przez osady trzech głównych jednostek litostratygraficznych (m.in. Winterhalter in., 1981;
Kotliński, 1991; Harff, 2001; Uścinowicz, 2003). Są to brązowe iły bałtyckiego jeziora
lodowego, szare iły morza yoldiowego i jeziora ancylusowego oraz oliwkowo szare muły
morza litorynowego i politorynowego. W polskiej strefie Bałtyku największa łączna
miąższość tych osadów jest w Basenie Gdańskim (około 10 m), w Basenie Bornholmskim
miejscami przekracza 5 m, w południowej części Basenu Gotlandzkiego dochodzi zaledwie
do 3-4 m (Uścinowicz, 1995). Morskie osady piaszczyste i piaszczysto-żwirowe występują
powyżej piknokliny i zajmują większe obszary w południowej i południowo-wschodniej
części Bałtyku. Powstanie pokryw wiąże się z procesami erozji form rzeźby terenu na który
wkraczało morza litorynowe, a następnie selekcji i redepozycji materiału w strefie
płytkowodnej morza. Grubość morskiej pokrywy piaszczystej jest niewielka, na ogół nie
przekracza 2–3 m. Większe miąższości są związane z reliktami wałów mierzejowych
wcześniejszych faz rozwoju morza lub z podwodnymi częściami współczesnych mierzei.
3. Geologiczne i tektoniczne uwarunkowania dopływu substancji geogenicznych do
osadów i wód Bałtyku
Paleozoiczne i mezozoiczne kompleksy litologiczne występujące w podłożu Bałtyku
mogą być źródłem szkodliwych substancji geogenicznych, których powstanie, skład
chemiczny i własności fizyczne stanowią rezultat naturalnych procesów geologicznych
(Wagner, 2011). Do kompleksów tych należą:
− czarne łupki zawierające pierwiastki promieniotwórcze i metale ciężkie (kambr,
ordowik);
− skały zbiornikowe dla węglowodorów zawierające obok odkrytych i nie odkrytych
złóż ropy i/lub gazu ziemnego dwutlenek węgla, siarkowodór i metan (kambr
środkowy, czerwony spągowiec, cechsztyn, karbon);
− wulkanity będące źródłem wzbogacenia wód termalnych w siarczki, metale ciężkie (w
tym rtęć rodzimą) oraz anomalnie wysokie koncentracje gazów: wodoru, azotu oraz
tlenku i dwutlenku węgla (czerwony spągowiec);
− ewaporaty będące źródłem stężonych ługów solnych (cechsztyn);
− skały zbiornikowe wód wysoko zmineralizowanych i termalnych (kambr, dewon,
karbon, czerwony spągowiec, cechsztyn, pstry piaskowiec, dolna i górna jura, dolna
kreda).
Głównymi drogami migracji dla substancji geogenicznych, w tym dla węglowodorów,
są strefy dyslokacyjne i obszary wyklinowań kompleksów osadowych zawierających te
substancje. W wyniku badań przeprowadzonych w latach 2005–2008 przez przedsiębiorstwo
Petrobaltic S.A i Państwowy Instytut Geologiczny - PIB stwierdzono, że wzdłuż stref
dyslokacyjnych dochodzi do wstępującej migracji węglowodorów płynnych i gazowych oraz
innych płynów i gazów, w tym silnie toksycznego siarkowodoru, a ponadto roztworów
zawierających metale ciężkie (Jaworowski i in., 2010, Wagner 2011). Intensywność
strumienia substancji geogenicznych zależy m. in. od aktywności sejsmicznej, ale także
należy uwzględniać rodzaj osadów zalegających na dnie morza. Zmienność tych warunków,
szczególnie aktywności sejsmicznej, ma duży wpływ na zmienność wartości stężeń substancji
geogenicznych. Ruchy tektoniczne skorupy ziemskiej, nawet w bardzo odległych obszarach,
mają zasadniczy wpływ na intensywność strumienia substancji geogenicznych.
Rys. 2. Ideogram dróg migracji gazów wzdłuż stref uskokowych i powierzchni strukturalnych
do osadów przydennych
Towarzysząca strefom uskokowym anomalna obecność węglowodorów płynnych i
gazowych została rozpoznana w osadach i wodach dennych w miejscach wykluczających
związek tych substancji z działalnością człowieka. Skład izotopowy substancji stanowi dowód
na jej geogeniczne pochodzenie. Ostatecznie, ze względu na dużą podatność sorpcyjną
osadów ilastych i mułowych węglowodory mają szansę na osiągnięcie znacznych stężeń w
bałtyckich głębiach wypełnionych tymi osadami. W osadach piaszczystych i piaszczystożwirowych pokrywających dno płytkowodnej strefy Bałtyku zawartość węglowodorów jest
bardzo niska.
4. Rola glacjoizostazji i wahań poziomu morza - wybrane przykłady
Na charakter i jakość współczesnego środowiska Bałtyku wywierają wpływ również
warunki geologiczne i procesy związane z geologiczną historią rozwoju obszaru w kenozoiku,
zwłaszcza w czwartorzędzie.
W ciągu ostatniego miliona lat obszar północnej Europy, w tym współczesnego
Bałtyku i Polski, kilkakrotnie pokrywały lądolody. Każde kolejne nasunięcie lądolodu
powodowało ugięcie skorupy ziemskiej. Tajanie pokrywy lodowej w wyniku ocieplania
klimatu powodowało stopniowy powrót ugiętej skorupy ziemskiej do położenia pierwotnego.
Ruchy pionowe skorupy ziemskiej w wyniku oddziaływania lądolodów (glacjoizostazja),
obok wzrostu poziomu oceanu (eustazja) związanego z topnieniem pokryw lodowych oraz
otwieraniem się i zamykaniem połączeń z oceanem, odgrywały i odgrywają zasadniczą rolę w
historii rozwoju Morza Bałtyckiego. Podnoszenie się skorupy ziemskiej w obszarze Polski i
południowego Bałtyku zakończyło się około 10 000 lat temu, natomiast w północnej części
akwenu i Skandynawii trwa do dziś.
Zróżnicowana wielkość i czas trwania ruchów pionowych w południowej i północnej
części Morza Bałtyckiego wywierała i wywiera wpływ zarówno na ewolucję wybrzeży jak i
procesy sedymentacyjne. Skład chemiczny współczesnych osadów Bałtyku jest warunkowany
głównie procesami wietrzenia i erozji skał występujących w jego basenie alimentacyjnym,
właściwościami materiału pochodzącego z depozycji atmosferycznej, spływu
powierzchniowego oraz wnoszonego przez rzeki.
W północnych regionach Bałtyku po ustąpieniu lądolodu skorupa ziemska podnosiła
się szybciej niż wzrastał eustatyczny poziom wód w oceanie. Dlatego też w regionach tych
występowała stała regresja morska, trwająca do dziś. Obszary dna pierwotnie znajdujące się
pod wodą ulegają stopniowemu wynurzaniu. W wyniku tego procesu dawne linie brzegowe i
osady starszych faz rozwojowych Bałtyku znajdują się na dzisiejszym lądzie, miejscami
również w zasięgu erozyjnego oddziaływania fal.
W określonych warunkach środowiskowych zawartość niektórych metali w utworach
starszych faz Bałtyku była wyższa niż w osadach współczesnych. Utwory te poddane erozji,
są zatem źródłem metali dla osadów deponowanych współcześnie. Szczególnego znaczenia
nabiera ten proces w północnej części Morza Bałtyckiego (Morze i Zatoka Botnicka oraz
Zatoka Fińska). Przykładem są kwaśne gleby siarczkowe w Finlandii, rozwinięte na
wczesnoholoceńskich mułach morskich, wyniesionych ponad poziom morza na skutek
glacjoizostatycznego wypiętrzania tej części wybrzeża. Z gleb, uprawianych rolniczo,
wypłukiwane są znaczne ilości metali, które poprzez rzeki dostają się do Bałtyku. Wykazano,
że spływ metali, m. in. Cd, Co, Ni, Mn, Zn z tego źródła jest większy niż dopływ metali z
całego fińskiego przemysłu (Fältmarsch i in., 2008).
Obszary południowej części Bałtyku – odmiennie niż na północy – poza okresem
gwałtownych wahań poziomu wód pod koniec plejstocenu, w holocenie podlegały procesom
transgresji morskiej. Morze wkraczało na obszary lądowe wyrównując rzeźbę terenu i
erodując osady glacjalne i glacifluwialne oraz osady środowisk lądowych powstałe po
ustąpieniu ostatniego lądolodu.
W polskiej części Bałtyku są wyróżnione przynajmniej trzy ciągi stref marginalnych
odpowiadające fazom deglacjacji: gardzieńskiej, Ławicy Słupskiej i Południowej Ławicy
Środkowej (Uścinowicz, 1996). Najwyraźniej w morfologii dzisiejszego dna zaznaczają się
formy związane z postojem lądolodu w rejonie Ławicy Słupskiej. Pagórkowata rzeźba z
największymi w południowym Bałtyku wysokościami względnymi (ponad 10 m) i
nachyleniami asymetrycznych zboczy (zwykle około 10°, maksymalnie 25°) stanowi relikt
strefy czołowomorenowej (Rys. 3).
Ciągi pagórków stanowiące relikty moren są zbudowane z głazów i bloków skalnych
zagłębionych częściowo w glinie morenowej. Zachowały się w miejscu pierwotnej depozycji
dzięki odporności na erozję morską. Głazom towarzyszą otoczaki w postaci zwartego bruku.
Pomiędzy pagórkami dno ma charakter mozaikowy – pojedyncze głazy i otoczaki
współwystępują z osadami grubookruchowymi i łachami piaszczystymi migrującymi po
powierzchni dna pod wpływem falowania. Ostańce erozyjne, są elementem środowiska
morskiego o najwyższych klasach cenności przyrodniczej (Kruk-Dowgiałło i in.
(red.), 2011).
Fig. 3. Szkic geomorfologiczny głazowiska Ławicy Słupskiej – reliktu strefy marginalnej (wg
Kruk-Dowgiałło i in. (red.), 2011)
Głazowisko jest porośnięte przez liczne makroglony należące do gatunków chronionych i
rzadkich oraz wyróżnia się dużą różnorodnością taksonomiczną fauny fitofilnej.
5. Podsumowanie
Wybrane i opisane przykłady miały na celu ukazanie zależności warunków
środowiskowych Bałtyku od skomplikowanej budowy strukturalnej obszaru i różnorodności
procesów kształtujących jego rozwój geologiczny. Znajomość naturalnych uwarunkowań,
niezależnych od działalności człowieka, jest istotna dla lepszego zrozumienia złożoności
przyczyn istniejącego stanu i tendencji zmian we wrażliwym ekosystemie współczesnego
morza. Badanie i monitorowanie tych przemian wywołanych czynnikami naturalnymi, obok
wpływów na środowisko wynikających z działalności człowieka, jest niezbędna do
racjonalnego gospodarowania zasobami morskimi.
Literatura
Bjerkéus M., 1998, The glacial erosional valley system of the Hanö Bay, Southern Baltic Sea.
Baltica, 11, 33–40.
Dadlez R., 1993, Pre-Cenozoic tectonics of the southern Baltic. Geol. Quart., 37 (3), 431–
450.
Fältmarsch, R. M., Ĺström, M. E. & Vuori, K.-M., 2008, Environmental risks of metals
mobilised from acid sulphate soils in Finland: a literature review. Boreal Env. Res.
13, 444–456.
Harff J., Bohling G., Davis J. C., Endler R., Kuntzendorf H., Olea R. A., Schwarzacher W.,
Voss M., 2001, Physico-chemical stratigraphy of Gotland Basin Holocene sediments,
the Baltic Sea. Baltica, 14, 58–66.
Jaworowski K., Wagner R., Modliński Z., Pokorski J., Sokołowski A., Sokołowski J., 2010,
Marine ecogeology in semi-closed basin: case study on a threat of geogenic pollution
of the southern Baltic Sea (Polish Exclusive Economic Zone). Geol. Quart., 54 (2),
267–288.
Kotliński R., 1991, Sediments of the Southern Baltic Sea, their deposition and
lithostratigraphy. Geol. Quart., 35 (1), 81–106.
Kramarska R., Krzywiec P., Dadlez R., 1999, Mapa geologiczna dna Bałtyku bez utworów
czwartorzędowych, 1:500000. Państw. Inst. Geol., Gdańsk–Warszawa.
Kruk-Dowgiałło L., Kramarska R., Gajewski J. (red.), 2008, Siedliska przyrodnicze polskiej
strefy Bałtyku. Głazowisko Ławicy Słupskiej. Inst. Morski w Gdańsku, Państw. Inst.
Geol. - Państw. Inst. Bad., Gdańsk–Warszawa, 43.
Mojski J. E. (red.), 1995, Atlas geologiczny południowego Bałtyku 1:500 000. Państw. Inst.
Geol., Sopot–Warszawa.
Pikies R., 2005, Procesy erozji i akumulacji glacjalnej w południowej części Basenu
Gotlandzkiego w zapisie rzeźby podłoża czwartorzędu oraz rozprzestrzenienia osadów
plejstoceńskich. Biul. Państw. Inst. Geol., 416, 81–114.
Uścinowicz Sz., 1995, Miąższość holocenu, Tabl. XXIII [w:] Mojski J. E. (red.) Atlas
geologiczny południowego Bałtyku 1:500 000. Państw. Inst. Geol., Sopot–Warszawa.
Uścinowicz Sz., 1996, Deglacjacja obszaru południowego Bałtyku. Biul. Państw. Inst. Geol.,
373, 179–193.
Uścinowicz Sz., 2003, The Southern Baltic relative sea level changes, glacio-isostatic
rebound and shoreline displacement. Polish Geological Institute Special Papers, Vol.
10, 79 pp.
Uścinowicz Sz., Kramarska R., Miotk-Szpiganowicz G., 2011, Budowa geologiczna i osady
denne Morza Bałtyckiego [w:] Geochemia osadów powierzchniowych Morza
Bałtyckiego, Uścinowicz Sz. (red.), Państw. Inst. Geol. – Państw. Inst. Bad.,
Warszawa, 66–82.
Wagner R., 2011, Naturalna migracja wgłębnych węglowodorów płynnych i gazowych w
osady denne i wody [w:] Geochemia osadów powierzchniowych Morza Bałtyckiego,
Uścinowicz Sz. (red.), Państw. Inst. Geol. – Państw. Inst. Bad., Warszawa, 125–137.
Winterhalter B., Flodėn T., Ignatius H., Axberg S., Niemistö L., 1981, Geology of the Baltic
Sea. [w:] Voipio A. (Ed.) The Baltic Sea. Elsevier Oceanography Series, 1–121.