Obciążenia wstępne Czynniki naturalne

Zmiana klimatu i podnoszenie się poziomu morza: W ciągu ostatnich 11 800 lat w regionie Morza Bałtyckiego nastąpiła dramatyczna zmi-ana klimatu, która wiązała się z głęboką zmianą w układzie lądowo-morskim, spowodowaną glo-balnym podniesieniem się poziomu morza o 130 metrów. Przez około 2.000 lat poziom morza w Morzu Bałtyckim dostosował się do dzisiejszego poziomu i podlega krótkotrwałym, wywołanym przez meteorologię zmianom. Sztormy powodują najbardziej radykalne zmiany na dnie morskim. Wszystkie procesy dynamiki osadów można przypisać procesom meteorologicznym i klimatycznym, które są zasadniczo kontrolo-wane przez przebieg pogody na północnym At-lantyku.

Ruchy tektoniczne i izostatyczne, trzęsienia ziemi: procesy tektoniczne i izostatyczne są pro-cesami sekularnymi, tzn. obejmują okresy kilku tysiącleci. Mają one swoje przyczyny w płytowo-tektonicznych ruchach skorupy ziemskiej i dla-tego przebiegają na dużą skalę. ANDREN i ANDREN (2001) znaleźli w rdzeniach osadów dowody na to, że fala Tsumani podmorskiego o-suwiska Storegga na Morzu Norweskim mogła przedostać się do Morza Bałtyckiego około 8000 lat temu. Wywołane to zostało prawdopodobnie przez trzęsienie morza. Analiza częstotliwości i magnitudy trzęsień ziemi w południowo-zachod-nim regionie Morza Bałtyckiego ilustruje, że w tym obszarze morskim występują jedynie sto-sunkowo słabe trzęsienia ziemi, które są stosun-kowo rzadkie w porównaniu z całym Morzem Bałtyckim. Z tego powodu południowo-zachod-nia część Morza Bałtyckiego nie może być u-ważana za obszar podatny na trzęsienia ziemi.

Czynniki antropogeniczne

Eutrofizacja: W wyniku antropogenicznego wprowadzania azotu i fosforu przez rzeki, atmo-sferę i źródła rozproszone, zwiększona pro-dukcja pierwotna prowadzi do zwiększonej sedy-mentacji materii organicznej w basenach Morza Bałtyckiego. Degradacja mikrobiologiczna powoduje zwykle niedobór tlenu, co prowadzi do powstawania gytii, która ma znacznie bardziej miękką konsystencję niż osady mułowe.

Rybołówstwo: W Morzu Bałtyckim od końca pier-wszej wojny światowej w połowach komer-cyjnych stosuje się prawie wyłącznie włoki denne z włokami rozpornicowymi. Na tym obs-zarze morskim nie prowadzi się połowów wło-kiem rozprzowym (RUMOHR 2003). Dla roz-patrywanego obszaru istnieją tylko pojedyncze obserwacje szlaków wędkarskich.

Ogólnie rzecz biorąc, na podstawie badań przeprowadzonych w Zatoce Kilońskiej można stwierdzić, że gęstość rozmieszczenia śladów włoków wzrasta wraz z głębokością wody i zmniejszającą się odpornością mechaniczną osadów. Brak śladów włoków na dnie pias-zczystym wynika raczej z mniejszej aktywności połowowej niż z większego potencjału rede-pozycyjnego tych osadów. Dla pozostałej części południowo-zachodniego Bałtyku dostępne są tylko pojedyncze obserwacje.

LEMKE (1998) opisuje liczne tropy wędkarskie na namuliskach Kotliny Arkońskiej. W rejonie Zatoki Pomorskiej ślady płyt ścinających ogra-niczone są do obszaru na południowy zachód od Ławicy Odrzanej (SCHULZ-OHLBERG et al.

2002). Głębokość penetracji może dochodzić do 23 cm w iłach (WERNER i in. 1990), do 15 cm w piaskach drobnoziarnistych pylastych (ARNTZ i WEBER 1970) i do 5 cm w piaskach (KROST i in. 1990). Znacznie mniejsze ślady pozostawiają uprzęże rolkowo-kulowe, których głębokość według obserwacji nurków może wynosić od 2 do 5 cm (KROST et al. 1990).

Badania eksperymentalne z użyciem 3-met-rowego włoka krabowego w Morzu Bałtyckim wykazały głębokość penetracji wynoszącą mak-symalnie 17 mm w przypadku łańcuchów i ponad 40 mm w przypadku płóz (PASCHEN i in., 2000).

Szerokość śladów deski ścinającej zależy od kąta natarcia, który z kolei zależy od rodzaju osadów. W przypadku płyt "odbijających" waha się od 1 do 2 m. Zjawisko to występuje, gdy płyty ścinane zbyt głęboko wnikają w miękki grunt i odbijają się od sprasowanego osadu. W więks-zości przypadków deski ścinane są jednak ciąg-nięte "za róg" pod kątem natarcia 35° do 40°, pozostawiając ślady o szerokości mniejszej niż 1 m (KROST i in., 1990). Nasypowe wały brze-gowe są wyraźnie widoczne tylko w wąskich torach strzyżeniowych. Często wały są zaokrąglone na krawędziach, co wskazuje na wyrównanie torów przez naturalne procesy dy-namiki osadów podczas sztormów. Na dnie mułowym często można znaleźć ślady odbijania się od dna, połączone ze sobą jak sznurki pereł, pozostawiające akumulacje osadów przy-pominające scholen. Ślady walców i kulek są rzadkie ze względu na ich płytką penetrację i są również łatwo nadrukowywane przez ślady płyt ścinanych. Na namuliskach ślady po ścinkach mogą utrzymywać się przez okres co najmniej 4 do 5 lat (KROST i in., 1990). W tym kontekście istotną rolę odgrywa również tworzenie się smug mętności. WERNER et al. (1990) byli w stanie wykryć pióropusz zmętnienia o wysokości 5 m w zatoce Eckernförde 90 minut po holowaniu w ło-kiem rozpornicowym.

Historyczne połowy kamieni: Od ok. 1800 r. do połowy lat 70-tych XX w. z płytkich akwenów nie-mieckiego wybrzeża Bałtyku pozyskiwano duże kamienie i głazy do budowy m.in. nabrzeży por-towych, budynków i dróg. W Szlezwiku-Holszty-nie połowy kamieni zostały zakazane w 1976 r., aby nie naruszać środków ochrony wybrzeża.

Połowy kamieni ograniczone były do głębokości wody do maksymalnie 20 m, a z całego Bałtyku wyłowiono około 100 mln ton kamieni (ZANDER, 1991). W przypadku Zatoki Kilońskiej, szacunki

BREUER i SCHRAMM (1988) wskazywały na o-koło 1,5 mln t kamieni w okresie od 1930 do 1970 r. Liczba ta została skorygowana do 3,5 mln t (ilość całkowita) przez BOCK (2003) i BOCK et al. (2004), bez uwzględnienia nielegal-nego usuwania. KAREZ i SCHORIES (2005) szacują, że łącznie około 5,6 km² obszaru zasiedlonego przez mieszkańców twardego po-dłoża u wybrzeży Szlezwika-Holsztynu zostało utracone w wyniku połowów skalnych. Brak jest takich informacji dla wybrzeża Meklemburgii-Pomorza Przedniego. Można jednak przypus-zczać, że podobnie jak w Szlezwiku-Holsztynie działalność wydobywcza została ograniczona do obszaru morza przybrzeżnego ze względów e-konomicznych. Można zatem założyć, że połowy skalne w WSE nie miały wpływu na złoża skalne.

Wydobycie piasku i żwiru: Od lat 60-tych XX wieku piasek i żwir wydobywane są z południ-owo-zachodniej części Morza Bałtyckiego jako surowce do ochrony wybrzeża i dla przemysłu budowlanego. W Zatoce Kilońskiej w latach 1971-1981 wydobywano piasek na Gabelsflach, Stoller Grund i w pobliżu latarni morskiej w Kilo-nii, głównie na potrzeby budowy portu; od lat 60.

ubiegłego wieku wydobycie piasku i żwiru odbywa się u wybrzeży Meklemburgii-Pomorza Zachodniego. O ile brak jest danych za okres przed 1989 r., o tyle wielkość wydobycia w latach 1990-2003 wynosi ok. 18 mln m3. Na duńskim szelfie kontynentalnym piaski i żwiry wydoby-wano w Gedser Rev, Kriegers Flak i Rønnebank.

Istnieją dwa różne rodzaje wydobycia o różnym wpływie na środowisko: wydobycie powierzchni-owe prowadzone jest za pomocą pogłębiarek ssących z przyczepą lejową i prowadzi do pows-tania bruzd o głębokości kilkudziesięciu metrów, natomiast wydobycie stacjonarne za pomocą pogłębiarek ssących z kotwicą może prowadzić do powstania struktur przypominających lej o głębokości do kilku metrów (ICES, 2001). W zależności od głębokości wody, ilości osadów, ekspozycji i metody wydobycia, potencjał i czas trwania zasypywania konstrukcji wydobywczych jest różny. W przypadku zasypek, materiałem

wypełniającym są zazwyczaj osady drobnoziar-niste. Szczególnie w przypadku osadów żwirowo-piaskowych zachowana jest rzeźba terenu w kształcie leja lub niecki, ponieważ niedawne procesy hydro- i sedymentacyjno-dy-namiczne nie są w stanie doprowadzić do całko-witego wypełnienia lub nawet regeneracji dna morskiego ze względu na dopływ osadów (ZEI-LER et al., 2004).

Wydobycie ropy naftowej: W latach 1984 - 2000 z platform "Schwedeneck A" i "Schwedeneck B", które w międzyczasie zostały zdemontowane, w odległości ok. 4 km od wybrzeża Szlezwika-Holsztynu wydobyto łącznie 3,4 mln ton ropy naf-towej z głębokości od 1.400 do 1.600 m. W pob-liżu instalacji wydobywczych nie występują zja-wiska osiadania gruntu w wyniku wydobycia ropy naftowej, opisane dla Morza Północnego (np. FLUIT i HULSCHER 2002; MES, 1990). W związku z tym można również wykluczyć zja-wiska osiadania w WSE.

Elektrownie i platformy energii wiatrowej: Elekt-rownie i platformy wiatrowe są obecnie instalo-wane prawie wyłącznie jako głębokie funda-menty. W celu ochrony przed wymywaniem wokół elementów fundamentowych stosuje się albo zabezpieczenia przed wymywaniem w postaci tzw. muld lub obrzeży, albo pale funda-mentowe głębokich fundamentów wmurowuje się odpowiednio głębiej w grunt. Oprócz tymczasowego zawirowania osadów podczas in-stalacji, turbiny wiatrowe i platformy doprowadzą do ograniczonego lokalnie, trwałego uszczelnie-nia dna morskiego w odniesieniu do chronio-nego zasobu, jakim jest gleba. Wykorzystanie terenu (uszczelnienie) dla pomostów, które są prawie wyłącznie posadowione na konstrukcjach płaszczowych (bez zabezpieczenia przed wymywaniem), wynosi ok. 600 ^m2 do 900 ^{m2 w} zależności od wielkości pomostu. Turbiny wiat-rowe są również prawie wyłącznie budowane jako głębokie fundamenty. Zdecydowanie najbardziej rozpowszechnionym typem

funda-mentu dla turbin wiatrowych jest pal monolity-czny. Przy średnicy monopala wynoszącej 8,5 m wymagana jest powierzchnia około 1400 ^m2 , w tym zabezpieczenie przed wymywaniem.

Kable podmorskie (telekomunikacja i przesył energii): Kable podmorskie są zazwyczaj myte w. Mętność słupa wody wzrasta w wyniku turbu-lencji osadów spowodowanych procesem płuka-nia. Wielkość resuspensji zależy głównie od spo-sobu układania i zawartości drobnych ziaren w glebie. W obszarach o mniejszym udziale drobnych cząstek większość uwolnionych osadów stosunkowo szybko osiądzie zpośrednio na placu budowy lub w jego be-zpośrednim sąsiedztwie. W tym czasie zawar-tość zawiesiny zmniejszy się z powrotem do na-turalnych poziomów tła ze względu na efekty ro-zcieńczania i sedymentacji cząstek zawieszo-nego osadu. Spodziewane negatywne skutki wzrostu zmętnienia są ograniczone do niewiel-kich obszarów. W obszarach o miękniewiel-kich osad-ach i odpowiednio wysokiej zawartości drobnych ziaren, uwolniony osad będzie osiadał ponownie znacznie wolniej. Ponieważ jednak prądy przy-denne w tych obszarach są stosunkowo niskie, można założyć, że występujące tu smugi zmęt-nienia będą miały również charakter raczej lo-kalny, a osady będą ponownie osadzać się sto-sunkowo w bezpośrednim sąsiedztwie. Nie oczekuje się istotnej zmiany składu osadów.

Dawne składowisko amunicji: Po zakończeniu II wojny światowej na wschód od Bornholmu zato-piono 35 tys. ton amunicji chemicznej. Ładunki były przewożone z portów załadunku w Wolgast i Peenemünde do miejsca zatopienia w Basenie Bornholmskim po ustalonych trasach. Według relacji świadków, część ładunku została wyrzu-cona za burtę już podczas transportu. W latach 1994-1996 BSH przeprowadziła badania tych szlaków transportowych, począwszy od wyjścia z Zatoki Greifswaldzkiej aż do granicy WSE, przy użyciu sonaru bocznego i magnetometrów w odstępach 50-metrowych w celu zlokalizowania ewentualnych pozostałości amunicji. W efekcie

zidentyfikowano około 100 podejrzanych o-biektów. W trakcie szczegółowego badania przeprowadzonego przez właściwy urząd Feder-alnej Marynarki Wojennej podejrzenie o obecność zardzewiałych resztek amunicji udało się uzasadnić jedynie w przypadku czterech o-biektów (SCHULZ-OHLBERG i in., 2002), które znajdują się wyłącznie w strefie 12 mil morskich.

Ćwiczenia wojskowe na morzu: podczas ćwiczeń marynarki wojennej i sił powietrznych na morzu, pozostałości amunicji (łuski pocisków itp.) osadzają się na dnie błotnym i pias-zczystym. Z czasem zapadają się one w miękki muł lub muł i mogą być ponownie odsłonięte w trakcie naturalnej redepozycji osadów. Ponadto ciężar okrętów podwodnych może w różnym stopniu powodować kompresję osadów, gdy są one osadzane na dnie morskim.

Żegluga: W zależności od głębokości wody, rodzaju i ilości osadów, wraki mogą zostać zamulone i ponownie odsłonięte. W zależności od wielkości wpływają one na dynamikę osadów w małej skali, powodując podmywanie w sąsiedztwie lub sedymentację piasków w cieniu nurtu. W przypadku zrzucania kotwic, w zależności od wielkości kotwicy i rodzaju osadów, materiał jest mieszany do głębokości ok. 1,5 do 2 m w wąskim, lokalnym obszarze. W osadach mulistych powstaje smuga zmętnienia, której zasięg, ze względu na rozmiar i czas trwania interwencji, jest znacznie mniejszy niż w przypadku połowów włokiem dennym.

Czynniki antropogeniczne wpływają na dno mor-skie w następujący sposób:

• Ablacja,

• Mieszanie,

• Uszczelnienie,

• Ponowne zawieszenie,

• Sortowanie materiałów,

• Przesunięcie i

• Zagęszczanie (Compaction).

W ten sposób oddziałuje się na naturalną dyna-mikę osadów (sedymentacja/erozja) oraz na przenoszenie masy między osadami a wodą gle-bową.

Decydujące znaczenie dla oceny aspektu

"preloading" ma stopień antropogenicznego obciążenia osadów oraz inwentaryzacja form morfologicznych. W odniesieniu do kryterium

"wcześniejsze zanieczyszczenie" glebie jako przedmiotowi ochrony przypisuje się średni sto-pień zanieczyszczenia, ponieważ wspomniane wcześniejsze zanieczyszczenie jest obecne, ale nie powoduje utraty funkcji ekologicznej.

Woda

Morze Bałtyckie jest morzem śródkontynen-talnym. Morze Bałtyckie jest połączone z cieśniną Kattegat poprzez Mały Bełt, Wielki Bełt i cieśninę Øre. Zapewnia to połączenie z Mor-zem Północnym, a tym samym z Atlantykiem poprzez cieśninę Skagerrak. Ze względu na nie-wielką głębokość cieśniny, wymiana wód z Mor-zem Północnym jest niewielka. W sumie Morze Bałtyckie zajmuje powierzchnię 415 000 km², a jego średnia głębokość wynosi 52 m (JENSEN &

MÜLLER-NAVARRA 2008). Ze względu na nis-kie zasolenie, Morze Bałtycnis-kie jest morzem słonawym. Obieg wody w Morzu Bałtyckim cha-rakteryzuje się z jednej strony napływem słodkiej wody za pośrednictwem rzek, a z drugiej strony wymianą mas wodnych z Morzem Północnym.

Ze względu na warunki morfologiczne, w Morzu Bałtyckim może powstawać czasem silnie zaznaczona pionowa stratyfikacja zasolenia i temperatury, której nie są w stanie przerwać głównie prądy wodne napędzane wiatrem i mini-malne pływy (< 10 cm) (JENSEN & MÜLLER-NAVARRA 2008, FENNEL & SEIFERT 2008).

Strumienie

Cyrkulacja Morza Bałtyckiego charakteryzuje się wymianą mas wodnych z Morzem Północnym poprzez Pasy i Sund. Przy powierzchni słonawa woda z Morza Bałtyckiego wpływa do Morza

Północnego, podczas gdy przy dnie cięższa, bardziej słona woda z Morza Północnego z Kat-tegatu wpycha się do Morza Bałtyckiego.

Napływ słonej wody jest blokowany przez próg Drogden (głębokość progu 9 m) u południowego wylotu cieśniny Sund oraz próg Darß (głębokość progu 19 m) na wschód od Morza Bełtów. Ze względu na specyficzne warunki pogodowe, in-truzje słonej wody występują sporadycznie, po-dczas których słona i bogata w tlen woda części-owo przenika do głębszych wschodnich ba-senów Morza Bałtyckiego.

Te napływy słonej wody z Kattegatu do Morza Bałtyckiego, które w znacznym stopniu przyczy-niają się do "napowietrzania" głębszych ba-senów Morza Bałtyckiego, dzielą się na dwa pro-cesy: Z jednej strony mamy do czynienia z dużymi intruzjami słonej wody, które transportują duże ilości słonej wody do Morza Bałtyckiego przez okres co najmniej pięciu dni. W tym proce-sie duża część Basenu Arkońskiego zostaje wypełniona słoną wodą. Drugim procesem są napływy o średniej sile, które występują około 3 do 5 razy w ciągu zimy. Tutaj woda denna wpływa do Basenu Arkońskiego w postaci gęstego prądu dennego po przelaniu się przez Darss Sill i Drogden Sill. Gęstsza woda spływająca przez próg Drogdena do Basenu Ar-końskiego płynie jako stosunkowo wąskie pasmo przeciwnie do ruchu wskazówek zegara wzdłuż krawędzi Basenu Arkońskiego. Opływa ona Kriegers Flak i biegnie dalej w kierunku Darss Sill, gdzie na to pasmo nakłada się słona woda wpływająca przez Darss Sill. Stąd pasmo to biegnie dalej wzdłuż południowej krawędzi Basenu Arkońskiego na wschód w kierunku Bornholm Gatt, gdzie wpada do Basenu Born-holmskiego (BURCHARD & LASS 2004, LASS 2003).

Badania modelowe (BURCHARD et al. 2005) z wykorzystaniem uproszczonego modelu nume-rycznego modyfikują ten obraz: zgodnie z tym modelem większość wody wpływającej przez Drogdenschwel-le przepływa w kierunku

zgodnym z ruchem wskazówek zegara wokół Kriegers Flak i wpływa na sektor znajdujący się w niemieckiej WSE w mniejszym stopniu niż wskazują na to dotychczasowe obserwacje i wy-niki modelowe. Pomiary przeprowadzone za pomocą akustycznego profilera dopp-lerowskiego na ziemi na wschód od Kriegers Flak mogłyby potwierdzić te wyniki modelowe.

Ponieważ nowe badania modelowe ograniczają się wyłącznie do napływu z Öresundu, nie ma nowych ustaleń dotyczących napływu z Morza Bełtów (Darss Sill). Można założyć, że ten dopływ zasadniczo rozprzestrzenia się na wschód wzdłuż południowej krawędzi Basenu Arkońskiego i w ten sposób wpływa również na głębsze obszary Adlergrund.

Tabela 6: Charakterystyczne parametry prądu dla wybranych pozycji w zachodniej części Morza Bałtyckiego.

Fehmarnbelt Meklemburgia Zatoka

Basen Ar-koński

Głębokość wody [m] 28 26 31

W pobliżu powierzchni:

średnia wielkość [cm/s] 28,7 17,7 9,6

maksymalna ilość [cm/s] 117,6 74,8 78,0

Prąd resztkowy [cm/s] 7,6 1,4 2,3

Kierunek [°] 347 332 184

Poziom parteru:

średnia wielkość [cm/s] 16,4 12,9 6,0

maksymalna ilość [cm/s] 92,7 90,7 30,0

Prąd resztkowy [cm/s] 6,6 2,3 0,4

Kierunek [°] 114 175 230

Źródło LANGE et al. (1991) Pomiar BSH

(2005)

W Morzu Bałtyckim prądy są generowane głów-nie przez wpływ wiatru (prąd dryfujący). Jeżeli prąd spotyka się z brzegiem, to w wyniku zakles-zczenia powstają również prądy spadkowe.

Trzecim czynnikiem jest zrzut słodkiej wody z rzek w ilości około 480 km³/rok. Jeśli uwzględni się opady i parowanie, nadwyżka wody słodkiej wynosi 540 km/rok, co odpowiada około 2,5%

objętości wody w Morzu Bałtyckim. Prądy

pływowe w Morzu Bałtyckim są pomijalne. W Pa-sie Fehmarn obserwuje się średni roczny odpływ netto 8 cm/s na powierzchni i napływ netto 7 cm/s na dnie (LANGE et al. 1991). Średnie pręd-kości w tym miejscu są rzędu 30 cm/s na po-wierzchni i 16 cm/s na dnie. W dużych basenach na wschód od pasów prędkości przy powierzchni wynoszą 10-18 cm/s, a przy dnie 7-13 cm/s. Ta-bela 6przedstawia charakterystyczne parametry

przepływu dla pasa Fehmarn, Zatoki Meklem-burskiej i Basenu Arkońskiego.

Stan morza i wahania poziomu wody W przypadku swell rozróżnia się fale gener-owane przez lokalny wiatr, tzw. wiatr morski, oraz swell. Mewy to fale, które opuściły obszar swojego pochodzenia. Ze względu na niewielki rozmiar i silne rozcięcie Morza Bałtyckiego, rzadko dochodzi do w pełni rozwiniętego falow-ania. Na Morzu Arkońskim swell wynosi tylko około 4%. Swell ma większą długość fali i dłuższy okres niż wiatr morski.

Wysokość morza wiatrowego zależy od prędkości wiatru i czasu, w jakim wiatr oddziałuje na powierzchnię wody (efektywny czas trwania), a także od zasięgu wiatru, tj. odległości, na jaką oddziałuje wiatr. Jako miarę stanu morza podaje się istotną wysokość fali (Hs), tj. średnią wysokość fali w górnej jednej trzeciej rozkładu wysokości fali.

W klimatologicznym cyklu rocznym (1961-1990) najwyższe prędkości wiatru na Morzu Arkońskim występują w grudniu i wynoszą około 19 kn, a następnie stale spadają do 13 kn aż do czerwca.

Następnie prędkość wiatru wzrasta sys-tematycznie do końca listopada. (BSH 1996).

Średnia roczna prędkość wiatru wynosi 16,2 kn.

Tę roczną zmienność można przenieść na śred-nią wysokość fali. W grudniu wynosi nieco poniżej 1,4 m, pod koniec stycznia spada do ok.

1,15 m i utrzymuje tę wartość do połowy marca.

Następnie do końca maja wartość ta sys-tematycznie spada do 0,7 m. Począwszy od czerwca wysokość fali ponownie wzrasta w sposób ciągły aż do grudnia.

Wahania poziomu wody spowodowane pływami są w Morzu Bałtyckim nieznaczne. W nie-mieckiej WSE wiosenny zakres pływów półdnio-wych wynosi mniej niż 10 cm. Ze względu na swoje niewielkie rozmiary, Morze Bałtyckie bar-dzo szybko reaguje na wpływy meteorologiczne (BAERENS & HUPFER 1999). Ekstremalnie

wysokie lub niskie pływy są powodowane głównie przez wiatr. Poziomy wody powyżej lub poniżej 100 cm powyżej lub poniżej poziomu mo-rza nazywane są sztormowymi wodami wysokimi lub sztormowymi wodami niskimi. W średniej długoterminowej, te ekstremalne poziomy wody są około 110 do 128 cm powyżej lub 115 do 130 cm poniżej poziomu morza. Po-jedyncze zdarzenia mogą znacznie przekraczać te wartości. Oprócz sztormowych przypływów i odpływów, naturalne oscylacje basenów Morza Bałtyckiego (Seiches) powodują wahania poziomu wody o wielkości do jednego metra.

W XX wieku maksymalne roczne poziomy wody w Morzu Bałtyckim i ich roczna zmienność wykazują statystycznie istotny trend dodatni ze znacznym wzrostem w latach 60. i 70. Wahania poziomu morza o okresach większych niż jeden rok są również skorelowane z wahaniami wskaźnika oscylacji północnoatlantyckiej (NAO).

Długoterminowe czynniki wpływające na średni poziom Morza Bałtyckiego to izostatyczne pod-noszenie się lądu w rejonie Zatoki Botnickiej (9 mm/a) oraz eustatyczne podnoszenie się poziomu morza o 1-2 mm/a (MEIER et al. 2004).

Szacunki dotyczące globalnego wzrostu poziomu morza wahają się od 0,09 do 0,88 m do 2100 r., przy założeniu, że masa lodowa Zachodniej Antarktydy pozostanie stabilna. Jej stopienie spowodowałoby globalny wzrost poziomu morza nawet o 6 m.

Temperatura powierzchni i straty-fikacja temperatury

Rys. 24: Klimatologiczna średnia miesięczna temperatura powierzchni (1900 - 1996) według JANSSENet al. (1999). przedstawia, na

Rys. 24: Klimatologiczna średnia miesięczna temperatura powierzchni (1900 - 1996) według JANSSENet al. (1999). przedstawia, na