Wojciech Jegliñski
1Development of the Gulf of Gdañsk coast in the area of the Dead Vistula mouth. Prz. Geol, 61: 587–595.
A b s t r a c t. Vistula River is the second largest river in the Baltic Sea catchment area. Its delta is located at the Gulf of Gdañsk region and has been formed during the last ca. 13500 yr. The Dead Vistula is the oldest histori-cally documented, and also the westernmost channel of the delta, drained water directly into the sea. The aim of the study was to reconstruct the development of the Dead Vistula outlet area during the late Holocene. At the end of the Atlantic period marine transgression reached the farthest range on the investigated area. During the next ca. 3000 yr. the embayment was filled by marine sand. The preserved dune ridges indicate earlier shore-line position. The oldest of them stabilized, acc. to OSL dating, between 3950 and 3150 yr. BP and are oriented WSW-ENE. The orientation of the dune ridges lying further to the north, changes gradually to WNW-ESE. The next generation of dunes stabilized between 2760–2380 yr. BP. Vistula outlet in this place was created between 3000–2500 yr. and in that time the process of outlet cone forming was started. Orientation of the younger dune ridges, stabilized between 2220 and 1505 yr. BP, are in close connection with the development of the area. The process had not been steady in time. Two periods of accretion was sepa-rated by stagnation time. The total amount of the material accumulated during both stages of development was ca. 178 mln. m3. The numerous of preserved historical bathymetric plans were very helpful for reconstruction of the outlet cone development during the second stage. The extension of the cone ended in the year 1840, when the new mouth has been formed. Since that time, as a result of the lack of clastic material supplying the cone earlier, marine erosion increases.
Keywords: Vistula Delta, Vistula mouth, Holocene, geological structure, palaeogeographical reconstruction
Rozwój delty Wis³y jest unikalnym przyk³adem kszta³towania siê obszaru ujœciowego du¿ej rzeki ni¿u œrodkowoeuropejskiego w warunkach morza bezp³ywowe-go jakim jest Ba³tyk. Pomimo, ¿e na przestrzeni czasu teren ten zosta³ objêty ró¿nymi badaniami natury geologicznej, geomorfologicznej i geoœrodowiskowej, to jednak nadal odczuwalny jest brak dostatecznej iloœci informacji, które umo¿liwi³yby odtworzenie historii jego dotychczasowego rozwoju. Problem ten dotyczy szczególnie zatopionej obecnie czêœci delty, gdzie usytuowane s¹ najstarsze, a zarazem najs³abiej rozpoznane jej elementy.
Prezentowane wyniki badañ dotycz¹ budowy geolo-gicznej i rozwoju sto¿ka ujœciowego, który uformowa³ siê w ujœciu najdalej na zachód wysuniêtego ramienia Wis³y zwanego niegdyœ Wis³¹ Gdañsk¹, a obecnie Wis³¹ Martw¹ (ryc. 1). Powstanie i kszta³towanie siê tego stosunkowo niewielkiego fragmentu delty Wis³y stanowi istotne ogni-wo w ca³ej, siêgaj¹cej koñca plejstocenu, historii jej roz-woju.
Artyku³ przedstawia w skróconej formie wyniki badañ zawarte w rozprawie doktorskiej pt. „Rozwój wybrze¿a Zatoki Gdañskiej w rejonie ujœcia Wis³y Martwej”, zreali-zowanej przez autora artyku³u w Pañstwowym Instytucie Geologicznym – Pañstwowym Instytucie Badawczym pod opiek¹ naukow¹ dr. hab. Szymona Uœcinowicza, profesora PIG-PIB.
CEL PRACY
Celem pracy by³o rozpoznanie budowy geologicznej i rekonstrukcja rozwoju sto¿ka ujœciowego Wis³y Martwej w póŸnym holocenie. W szczególnoœci d¹¿ono do okreœle-nia wieku i litologii osadów buduj¹cych sto¿ek, ustaleokreœle-nia czasu powstania ujœcia oraz tempa jego rozbudowy z uwzglêdnie-niem zmian przebiegu linii brzegowej oraz iloœciowej charak-terystyki procesów akumulacyjno-erozyjnych.
MATERIA£Y I METODY
Do osi¹gniêcia celu wykorzystano wyniki analiz lito-logicznych, biostratygraficznych oraz datowania radiowê-glowe pochodz¹ce z 27 rdzeni wiertniczych pozyskanych w obszarze badañ (ryc. 2). Wykorzystany materia³ stanowi efekt realizacji w Oddziale Geologii Morza PIG-PIB ró¿-nych projektów badawczych. Autor artyku³u by³ g³ównym wykonawc¹ dwóch z nich: „Rozwój wybrze¿a Zatoki Gdañskiej w rejonie ujœcia Wis³y Martwej” (grant promo-torski nr N N307 115935) oraz „Model rozwoju sto¿ka ujœciowego Wis³y Martwej” (zadanie statutowe PIG-PIB, opr. arch. nr 966).
Ogó³em wykorzystano: 199 wyników analiz
granulo-metrycznych osadów, 56 datowañ metod¹14
C, 24 datowa-nia metod¹ OSL, analizy palinologiczne 50 próbek z 6 rdzeni wykonane przez Gra¿ynê Miotk-Szpiganowicz (PIG), analizy diatomologiczne 30 próbek z 4 rdzeni wykonane przez Ma³gorzatê Witak (Uniwersytet Gdañski), analizy malakologiczne 27 próbek z 3 rdzeni wykonane przez Jarmilê Krzymiñsk¹ (PIG) oraz oko³o 45 km profili sejsmoakustycznych. Kalibracjê dat radiowêglowych do wieku kalendarzowego wykonano przy u¿yciu programu OxCal dostêpnego na stronie internetowej The Oxford Radiocarbon Accelerator Unit (ORAU). W celu litologicz-nego scharakteryzowania rozpoznanych warstw osado-wych obliczono statystyczne parametry rozk³adu wielkoœci ziaren wed³ug wzorów Folka & Warda (1957). Ponadto skorzystano z opisów makroskopowych 96 profili z bazy danych geologiczno-in¿ynierskich (Frankowski & Zacho-wicz, 2007). W celu odtworzenia rozwoju sto¿ka w cza-sach historycznych przeanalizowano 72 mapy z Archiwum Pañstwowego w Gdañsku, z których najstarsza powsta³a w 1594 roku. Wybrane mapy historyczne geokodowano w celu porównania ich treœci ze stanem wspó³czesnym obszaru badañ. Na podstawie profili rdzeni wiertniczych 1
Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy, Oddzia³ Geologii Morza, ul Koœcierska 5, 80-328 Gdañsk; wojciech.jeglinski@pgi.gov.pl.
skonstruowano 9 przekrojów geologicznych (ryc. 2), co umo¿liwi³o opracowanie przestrzennego modelu badanego sto¿ka ujœciowego, który z kolei wykorzystano do oblicze-nia objêtoœci osadów prodelty i czo³a delty powsta³ych w ró¿nych okresach depozycji.
CHARAKTERYSTYKA GEOLOGICZNA HOLOCEÑSKICH WARSTW OSADOWYCH Wyniki badañ litologicznych, biostartygraficznych i datowañ radiowêglowych pozwoli³y na wyró¿nienie w rejonie badañ nastêpuj¹cych osadów (ryc. 3):
– plejstoceñskie piaski, lokalnie gliny zwa³owe; – atlantyckie torfy i namu³y deltowe, lokalnie piaski; – atlantyckie i subborealne piaski morskie;
– subborealne i subatlantyckie osady sto¿ka ujœciowe-go Wis³y (prodelty i czo³a delty).
Pod³o¿e osadów sto¿ka ujœciowego Wis³y Martwej tworz¹ g³ównie dobrze i umiarkowanie wysortowane piaski morza litorynowego i politorynowego. Lokalnie warstwa ta jest nieci¹g³a i w pod³o¿u ods³aniaj¹ siê torfy i namu³y równi deltowej wieku atlantyckiego. Paleopowierzchnia depozy-cyjna po³o¿ona jest na g³êbokoœci od 2 m p.p.m. u nasady sto¿ka do 12–14 m p.p.m. w czêœci dystalnej i jest nachylo-na w kierunku pó³nocno-wschodnim. W utworach sto¿ka
ujœ-ciowego wyró¿niono pod wzglêdem litologiczno-genetycznym osady prodelty i osady czo³a delty (ryc. 3, 4).
Osady prodelty posiadaj¹ zró¿nicowane uziarnienie. Wystêpuj¹ tu zarówno typowe dla prodelty osady muli-sto-ilaste i mulisto-piaszczyste, a lokalnie równie¿ piaski. Strop tej warstwy jest nieznacznie i w sposób równomierny nachylony w kierunku pó³nocno-wschodnim od g³êboko-œci 6 do 9 m p.p.m. Maksymalna mi¹¿szoœæ osadów wynosi oko³o 5 m.
Wœród osadów prodelty wystêpuj¹ zarówno muszle miêczaków morskich (Hydrobia ulvae, Cerastoderma
glaucum, Macoma baltica, Mya arenaria, Mytilus edulis, Scrobicularia plana), jak i s³odkowodnych (Bithynia tenta-culata). Flora okrzemkowa charakteryzuje siê bardzo
wyraŸn¹ przewag¹ form planktonowych. Grupê tê repre-zentuj¹ g³ównie okrzemki charakterystyczne dla œrodo-wisk rzecznych. Wœród mniej licznych form bentosowych przewa¿aj¹ gatunki euhalobowe i mezohalobowe, przy czym ich udzia³ wzrasta w dystalnej czêœci sto¿ka.
Wiek osadów prodelty okreœlono na podstawie 11 dato-wañ14
C muszli miêczaków morskich oraz szcz¹tków orga-nicznych. Wyniki mieszcz¹ siê w przedziale od 3058 (Poz-30325) do 582 lat BP (Poz-30326). Na podobny wiek wskazuj¹ równie¿ wyniki analiz palinologicznych.
Najczêœciej wystêpuj¹ce osady mulisto-ilaste i muli-sto-piaszczyste prodelty charakteryzuj¹ siê wartoœciami
0 5 10km
granica zasiegu zatopionej czêœci Delty Wis³y boundary of the submerged part of the Vistula Delta sto¿ek ujœciowy Martwej Wis³y
Dead Vistula outlet cone
Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badañ Fig. 1. Location of the study area
œredniej œrednicy ziarna (MZ) od 4,1 do 6,88f oraz z³ym i bardzo z³ym wysortowaniem. Wartoœci graficznego
stan-dardowego odchylenia (dI) wynosz¹ od 1,77 do 3,4 f.
Wed³ug diagramu C–M (Passega & Byramje, 1969) muli-sto-ilaste i mulisto-piaszczyste osady prodelty nale¿¹ do grup VI, VII i VIII, co wskazuje, ¿e deponowane by³y zarówno z zawiesiny pelagicznej, jednorodnej, jak i frak-cjonalnej.
W obrêbie prodelty lokalnie wystêpuj¹ równie¿
prze-warstwienia osadów piaszczystych o wartoœciach MZ
wynosz¹cych od 0,91 do 3,86f i zró¿nicowanym wysorto-waniu od dobrego do z³ego. WartoœcidIwynosz¹ od 0,36 do 2,91f. Wed³ug diagramu C–M osady te nale¿¹ do grup V, IV, II i I.
Parametry uziarnienia wskazuj¹ na z³o¿one procesy formowania siê osadów prodelty. Dominuj¹ce osady muli-sto-ilaste deponowane by³y w œrodowisku o obni¿onej aktywnoœci dynamicznej na skutek flokulacji w strefie kontaktu wód rzecznych i morskich. Natomiast wystêpo-wanie osadów mulisto-piaszczystych, a szczególnie pia-sków, wskazuje na transport i depozycjê w warunkach podwy¿szonej aktywnoœci hydrodynamicznej. Przewar-stwienia osadów piaszczystych w obrêbie prodelty mog³y powstaæ podczas wysokich przep³ywów w ujœciu rzeki lub mog¹ to byæ warstwy sztormowe.
Osady czo³a delty reprezentowane s¹ g³ównie przez piaski. Lokalnie wystêpuj¹ równie¿ piaski muliste oraz
niewielkie przewarstwienia osadów mulisto-ilastych.
Rzêdne stropu tej warstwy wzrasta³y w miarê podnoszenia siê poziomu morza. W najstarszej, siêgaj¹cej najdalej w
znajduje siê na g³êbokoœci oko³o 2 m p.p.m. i podnosi siê w kierunku wspó³czesnej linii brzegowej. W czêœci podwod-nej strop czo³a delty stanowi nachylon¹ powierzchniê dna. Maksymalna mi¹¿szoœæ osadów czo³a delty siêga 12 m, przy czym mniejsze mi¹¿szoœci charakterystyczne s¹ dla czêœci dystalnej i proksymalnej sto¿ka, natomiast wiêksze wystêpuj¹ na zapleczu wspó³czesnego brzegu morskiego.
Wœród osadów czo³a delty wystêpuj¹ zarówno muszle miêczaków morskich (Hydrobia ulvae, Cerastoderma
glaucum, Macoma baltica i Mya arenaria), jak równie¿
s³odkowodnych (Bithynia tentaculata, Valvata piscinalis,
Viviparus viviparus i Unio pictorum). Flora okrzemkowa
charakteryzuje siê zmiennym udzia³em grup siedlisko-wych. Formy planktonowe, których liczebnoœæ zmienia siê od 50 do 80%, reprezentowane s¹ prawie wy³¹cznie przez gatunki rzeczne. Drug¹ grupê stanowi¹ formy bentosowe (20–50%), gdzie odnotowano wystêpowanie przedstawi-cieli wszystkich grup halobowych.
Wiek osadów czo³a delty okreœlono na podstawie 4
datowañ14C muszli miêczaków morskich oraz szcz¹tków
organicznych. Wyniki mieszcz¹ siê w przedziale od 2339 (Poz-30315) do 143 lat BP (Poz-30318). Jednoczeœnie star-sze daty charakterystyczne s¹ dla czêœci proksymalnej sto-¿ka, a m³odsze dla czêœci dystalnej.
Wartoœci œredniej œrednicy ziarna mieszcz¹ siê w zakre-sie od 0,69 do 3,57f. Wartoœæ œrednia MZwynosi 1,94f
przy odchyleniu standardowym 0,7 f, co wskazuje, ¿e
wœród osadów czo³a delty dominuj¹ piaski œrednio- i drob-noziarniste. Przedstawione graficznie standardowe odchy-lenie piasków buduj¹cych czo³o delty waha siê od 0,36 do
1,98 f. Piaski te s¹ najczêœciej umiarkowanie (53%) i
dobrze wysortowane (31%). Rozk³ady wielkoœci ziarna charakteryzuj¹ siê du¿ym zró¿nicowaniem skoœnoœci (SkI). Wystêpuj¹ osady zarówno o rozk³adach symetrycznych (44%) i ujemnych (21%) oraz dodatnich (16%). Wartoœci SkIpozosta³ych próbek charakteryzuj¹ rozk³ady o bardzo dodatniej oraz bardzo ujemnej skoœnoœci. Podobnie zró¿ni-cowane s¹ wartoœci graficzne sp³aszczenia wielkoœci
ziar-na (KG), które w wiêkszoœci odpowiadaj¹ rozk³adom
mezokurtycznym (44%) oraz (25%) i bardzo lepto-kurtycznym (25 %). Wed³ug diagramu C–M piaski czo³a delty najczêœciej nale¿¹ do typów I i IV. Mniej liczne s¹ piaski nale¿¹ce do typów II i V. Sporadycznie poœród pia-sków czo³a delty wystêpuj¹ równie¿ osady piaszczy-sto-muliste w postaci odizolowanych soczewek.
Wartoœci pierwszego percentyla i mediany œrednic ziar-na, okreœlaj¹ce po³o¿enie piasków czo³a delty na diagramie C–M, jak i inne parametry uziarnienia tych osadów wska-zuj¹, ¿e powsta³y one w warunkach wystêpowania wyso-kich energii przep³ywu. Równoczeœnie znaczne zró¿ni-cowanie poszczególnych parametrów œwiadczy o du¿ej zmiennoœci warunków hydrodynamicznych. Wystêpuj¹ce lokalnie osady piaszczysto-muliste, charakterystyczne dla œrodowisk o ma³ej energii hydrodynamicznej, deponowane by³y najprawdopodobniej w niewielkich odizolowanych zbiornikach wodnych w l¹dowej czêœci obszaru ujœciowego. P³aska i nieznacznie wyniesiona ponad poziom morza powierzchnia l¹dowej czêœci sto¿ka nadbudowana jest osa-dami eolicznymi w postaci pokryw i wa³ów wydmowych oraz osadami antropogenicznymi w postaci nasypów i refulatów. Lokalnie w obni¿eniach pomiêdzy wydmami
0 0,5 1km
otwór badawczy wykorzystany do wykreœlenia przekroju geologicznego research borehole used for geological cross-section construction linia przekroju geologicznego
geological cross-section line M8
Ryc. 2. Lokalizacja wykorzystanych wierceñ badawczych i
prze-krojów geologicznych
Fig. 2. Location of the research boreholes and geological
wystêpuj¹ ma³e i p³ytkie zbiorniki wodne wype³niane stop-niowo przez osady piaszczysto-muliste i torfy.
HOLOCEÑSKI ROZWÓJ PO£UDNIOWO-ZACHODNIEGO WYBRZE¯A ZATOKI GDAÑSKIEJ
Rozwój ka¿dej delty uwarunkowany jest wieloma czynnikami, spoœród których jednym z najistotniejszych s¹ d³ugookresowe zmiany poziomu wody zbiornika ujœcio-wego. Odtworzenie tych zmian w przesz³oœci ma kluczowe znaczenie w kontekœcie rekonstrukcji paleogeograficznych.
Krzyw¹ przedstawiaj¹c¹ zmiany poziomu morza opra-cowano na podstawie 57 wyników datowañ radiowêglo-wych, w tym: torf (5 próbek), pnie drzew in situ (4 próbki), gytie jeziorne (1 próbka), namu³y deltowe (6 próbek), szcz¹tki organiczne (7 próbek), mu³y lagunowe (10 pró-bek), muszle miêczaków morskich (24 próbki) (ryc. 5). Pomimo zgromadzenia stosunkowo du¿ej liczby wyników, na wykresie wystêpuj¹ nieco s³abiej udokumentowane przedzia³y czasowe i g³êbokoœciowe, poniewa¿ w zgroma-dzonym zbiorze danych niewiele jest próbek osadów l¹dowych m³odszych od 5000 lat i po³o¿onych na g³êboko-œci 0–3 m poni¿ej wspó³czesnego poziomu morza. W zwi¹zku z tym krzyw¹ zmian poziomu morza w tym zakresie wykreœlono, korzystaj¹c równie¿ z informacji pocho-dz¹cych z s¹siednich obszarów Zalewu Puckiego i
Wiœla-nego (Miotk-Szpiganowicz & Uœcinowicz, 2008; Uœcino-wicz i in., 2007).
W pierwszej po³owie holocenu obszar ujœciowy Wis³y Martwej kszta³towa³ siê w warunkach l¹dowych, a linia brzegowa by³a oddalona o wiele kilometrów w stosunku do jej wspó³czesnej pozycji. W okresie atlantyckim poziom morza sukcesywnie wzrasta³ i zajmowa³o ono coraz wiêk-szy obszar l¹du. Osiem tysiêcy lat temu, przy stanie morza 12–14 m ni¿szym od obecnego (ryc. 5), brzeg morski znaj-dowa³ siê w odleg³oœci oko³o 4 km na pó³nocny wschód od obszaru badañ (ryc. 6). Oko³o 7000 lat temu morze osi¹gnê³o poziom 7–8 m ni¿szy od wspó³czesnego (ryc. 5). Prawdo-podobnie w tym czasie na terenach deltowych transgresja zaznaczy³a swój maksymalny zasiêg, a wczeœniejsza rzeŸba powierzchni równi deltowej, jak i erozyjna dzia³alnoœæ morza, sprzyja³y powstaniu zatoki morskiej (ryc. 6).
Najbardziej jednoznacznym sposobem wyznaczenia maksymalnego zasiêgu morza jest identyfikacja i ustalenie okresu stabilizacji wydm znacz¹cych najdalsze pozycje dawnego brzegu morskiego. Jednak, prawdopodobnie za spraw¹ erozyjnej dzia³alnoœci Wis³y, na obszarze objêtym badaniami nie zachowa³y siê wydmy starsze ni¿ 4000 lat (ryc. 7). Tym samym brak jest elementów bezpoœrednio œwiadcz¹cych o maksymalnym zasiêgu morza sprzed oko³o 7000 lat. W tej sytuacji zasiêg transgresji ustalono na podstawie wystêpowania w pod³o¿u piasków morskich. Jednoczeœnie wiek i rozmieszczenie osadów akumulacji
TORFY, NAMU£Y DELTOWE PIASKI MORSKIE
drobno- i œrednioziarniste, dobrze wysortowane z muszlami morskimi
4467, 4406, 4036, 3644, 3418, 2801, 2342
pocz¹tek akumulacji sto¿ka ujœciowego Wis³y Martwej
begining of the outlet cone accreation ~ 3000 – 2500 WYDMY 12,0 – 4,0 m p.p.m. 11,5 – 5,0 m p.p.m. 12,5 – 11,0 m p.p.m. POWIERZCHNIA EROZYJNA TRANSGRESJI MORSKIEJ PLEJSTOCEN PLEISTOCENE PIASKI, PIASKI MULISTE czo³o delty DUNES SANDS, SILTY SANDS delta front
datowania14C muszli morskich:
14C datings of marine shells:
datowania14C muszli morskich:
14C datings of marine shells:
3058, 2649, 2174, 1797, 710, 582kal. lat BPcal. yr. BP
MU£Y ILASTE, MU£Y PIASZCZYSTE CLAYEY SILTS, SANDY SILTS pro-delta 12.0 – 4.0 m b.s.l. MARINE SANDS
fine- and medium grained well sorted with marine shells
11.5 – 5.0 m b.s.l.
EROSIONAL
SURFACE OF MARINE
TRANSGRESSION
8532, 8387, 8232, 8183 PEATS, DELTAIC MUDS
delta plain 12.5 – 11.0 m b.s.l. ~ 3000 – 2500 datowania14C: 14C datings: kal. lat BP cal. yr. BP kal. lat BP cal. yr. BP prodelta równia deltowa
Ryc. 3. Model budowy geologicznej sto¿ka ujœciowego Wis³y Martwej Fig. 3. Model of the geological structure of the Dead Vistula outlet cone
biogenicznej wskaza³y granicê obszaru rozwijaj¹cego siê nieprzerwanie w warunkach l¹dowych.
Po osi¹gniêciu maksymalnego zasiêgu morze zaczê³o siê stopniowo wycofywaæ z zajêtych wczeœniej terenów. Zatoka morska wype³nia³a siê materia³em piaszczystym transportowanym przewa¿nie ze wschodu, o czym œwiadcz¹
nagromadzenia bursztynu sambijskiego powszechnie
wystêpuj¹ce w tych osadach. Wraz ze stopniowym prze-mieszczaniem siê linii brzegowej formowa³y siê kolejne ci¹gi wa³ów wydmowych znacz¹ce w sposób sekwencyjny rozwój tego fragmentu wybrze¿a (ryc. 7). Najstarsze za-chowane wydmy zlokalizowane s¹ w po³udniowo-wschod-niej czêœci obszaru badañ. Wyznaczony metod¹ datowania OSL wiek ich stabilizacji mieœci siê w przedziale od 3950
do 3150 lat BP (ryc. 7). Grzbiety wydm o wysokoœci dochodz¹cej do 5 m n.p.m. u³o¿one s¹ przewa¿nie w kie-runku WSW-ENE, a ich d³ugoœæ nie przekracza 800 m. Charakterystyczne dla wydm tego wieku s¹ wyraŸne œlady procesów bielicowania gleb widoczne w profilu piono-wym.
Na pó³nocny-zachód od obszaru, gdzie rozwija³a siê delta Wis³y, morze dotar³o do wyniesienia terenu utworzo-nego przez sto¿ki nap³ywowe, a w rejonie Kêpy Red³owskiej uzyska³o bezpoœredni kontakt z wysoczyzn¹ morenow¹, co w efekcie doprowadzi³o do powstania brzegu klifowego (ryc. 6).
Jednoczeœnie, w pewnej odleg³oœci od brzegu, rozwi-ja³a siê bariera piaszczysta izoluj¹ca fragment morza w postaci laguny. Dowodem na istnienie takiej bariery jest rozpoznanie, na obszarze tarasu nadmorskiego pomiêdzy Sopotem a Gdañskiem, piaszczysto-mulistej warstwy osa-dów z faun¹ morsk¹ wystêpuj¹cej poœród holoceñskich, piaszczystych osadów morskich (ryc. 8). Wiek próbek repre-zentuj¹cych omawiane osady lagunowe, wynosi od 5921 (Gd-17108) do 4342 lat BP (Gd-15333). Jednak wyniki analizy palinologicznej wskazuj¹ na m³odszy ni¿ 3500 lat BP, subborealny okres ich powstania, co œwiadczy o „postarze-niu” dat radiowêglowych (Bogaczewska-Adamczak i in., 2010).
Oko³o 3000 lat temu, przy stanie morza ni¿szym od wspó³czesnego o oko³o 2–2,5 m (ryc. 5), istniej¹ca wcze-œniej zatoka zosta³a prawdopodobnie w ca³oœci wype³niona piaskiem morskim, a w warunkach powolnego wzrostu poziomu morza wyrównana ju¿ linia brzegowa przemiesz-cza³a siê wolno w kierunku otwartego morza (ryc. 6). Nale-¿y przypuszczaæ, ¿e Wis³a w tym czasie posiada³a wiele ramion rozprowadzaj¹cych wody rzeczne na obszarze swojej delty, jednak nie ma dowodów, aby któreœ z nich muszla morska marine shell mu³ (laguna/prodelta) mud (lagoon/pro-delta) szcz¹tki roœlin plant remains torf peat namu³ deltowy deltaic mud gytia gyttja pieñ drzewa in situ
tree trunk in situ 0 –18 –17 –16 –15 –14 –13 –12 –11 –10 –9 –8 –7 –6 –5 –4 –3 –2 –1 0 1 000 2 000 3 000 4 000 5 000 6 000 7 000 8 000 9 000 lata kal. BP cal. yr. BP m n .p.m. m a.s.l.
Ryc. 5. Krzywa zmian poziomu morza dla obszaru badañ Fig. 5. Curve of the relative sea level changes for the study area
NE -15 -20 0 -5 -10 500 1000 1500 2000 2500 3000 m 0 Westerplatte 3 B GNP-0162 SSW Westerplatte 2 M4 M8 Westerplatte 1 GD4s 1815 yr. 1815 r. -15 -20 0 -5 -10 Westerplatte 1s NNE m n.p.m. m a.s.l. -15 -20 0 -5 -10 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 4500 6000 0 5000 5500 6500 7000 7500 m BrzeŸno 71 G GNP-1590 W Westerplatte 2 C1 port21 GNP-0093 GNP-0013 GNP-1603 GPP-0015 GPP-2033 GPP-0027 11 10 m n.p.m. m a.s.l. -15 -20 0 -5 -10 Stogi 2SE m n.p.m. m a.s.l. E m n.p.m. m a.s.l. 9 A E B C D F G 218 L2 E E' namu³y mud muszle morskie marine shells C dating results in cal. yr. BP
lokalizacja otworu wiertniczego borehole location lokalizacja
geologiczno-in¿ynierskiego otworu wiertniczego geo-enginering borehole location miejsce przeciêcia z innym przekrojem geologicznym intersection with another geological cross-section atlantyckie torfy, namu³y i piaski deltowe Wis³y
Atlantic peats, muds and sands of Vistula Delta piaski, lokalnie piaski muliste, sto¿ka ujœciowego Martwej Wis³y (czo³a delty) sands, localy silty sands of Dead Vistula outlet cone (delta front)
mu³y ilaste i mu³y piaszczyste, lokalnie piaski, sto¿ka ujœciowego Martwej Wis³y (prodelty) claley silts and sandy silts, localy sands of Dead Vistula outlet cone (pro-delta)
piaski morza litorynowego i politorynowego sands of Littorina and Post-littorina Sea
gliny zwa³owe tills piaski morskie marine sands osady antropogeniczne antrophogenic deposits mu³y i piaski lagunowe, jeziorne
oraz rzeczne, miejscami ze ¿wirem lagoonal, lacustrine and fluvial silts and sands, localy with gravel HOLOCEN HOLOCENE PLEJSTOCEN PLEISTOCENE osady sto¿ka ujœciowego outlet cone sediments osady redeponowane redeposited sediments torfy peat
Ryc. 4. Wybrane przekroje geologiczne Fig. 4. Selected geological cross-sections
uchodzi³o w tym czasie do morza w rejonie objêtym bada-niami.
W tej sytuacji paleogeograficznej, oko³o 3000–2500 lat temu, Wis³a utworzy³a nowe ujœcie w rejonie Gdañska (ryc. 6). Œwiadcz¹ o tym w szczególnoœci najm³odsze daty
14
C muszli pozyskanych z piasków morskich oraz najstar-sze daty muszli pozyskanych z le¿¹cej powy¿ej warstwy mulisto-ilastych i mulisto-piaszczystych osadów prodelty (ryc. 3, 4). Potwierdzeniem czasu powstania ujœcia Wis³y w tym miejscu jest równie¿ uk³ad i okres stabilizacji
?
B a ³ t y k B a l t i c B a ³ t y k B a l t i c B a ³ t y k B a l t i c B a ³ t y k B a l t i c 20 30 30 20 10 10 20 30 20 10 10 20 30 30 20 10 10 20 30 30 20 10 10 0 0 0 0 1 1 1 1 2 2 2 2 3 3 3 3 4 4 4 4 5km 5km 5km 5km3000
kal. latcal. yr.BP
2500
BP
kal. lat
cal. yr.
8000
kal. latcal. yr.BP
7000
kal. latcal. yr.BP
Lokalizacja i wynik datowania wybranych próbek: Location and dating results of selected samples:
namu³, metoda C14
mud, C method14
torf, metoda C14
peat, C method14
muszla morska, metoda C14
marine shell, C method14
piasek wydmowy, metoda OSL
aeolian sand, OSL method 3150 BP 2649 BP 8232 BP 7576 BP Typy wybrze¿a: Coast types: klif aktywny active cliff klif martwy inactive cliff mierzeja sandbar Ryc. 6. Szkice paleogeograficzne po³udniowo-zachodniego fragmentu wybrze¿a Zatoki Gdañskiej
kolejnych generacji wa³ów wydmowych dokumentuj¹cych przestrzenny rozwój badanego sto¿ka ujœciowego Wis³y (ryc. 7). Z tego okresu zachowa³y siê pojedyncze, odizolo-wane od siebie wydmy, których czas stabilizacji mieœci siê w przedziale od 2760 do 2380 lat BP (ryc. 7). Wydmy wystêpuj¹ przewa¿nie w postaci p³askich kopu³ wyniesio-nych 2–3 m ponad otaczaj¹cy teren, a ich grzbiety uk³adaj¹ siê odpowiednio w kierunku WSW-ENN i W-E. Kolejny, nieco m³odszy ci¹g wydm okreœlaj¹cy rozwój sto¿ka usta-bilizowa³ siê w okresie od 2220 do 1721 lat BP (ryc. 7). Wysokoœæ buduj¹cych go wydm dochodzi do 6 m n.p.m.,
Wydmy tej grupy pokrywaj¹ centraln¹ czêœæ obszaru badañ pasem o szerokoœci do 350 m, rozdzielonym na dwie czêœci korytem Wis³y Martwej.
Akumulacja osadów na przedpolu nowo-powsta³ego ujœcia nie przebiega³a równomiernie w czasie. Stwierdzono dwa wyraŸne okresy intensywnego rozwoju rozdzielone okresem
sta-gnacji. W pierwszym okresie, trwaj¹cym
1500–1000 lat, w obrêbie sto¿ka zdeponowa-nych zosta³o blisko 97 mln m3
osadów. Oko³o 1500 lat temu rozpocz¹³ siê trwaj¹cy 1000–700 lat okres stagnacji. Przerwa w agradacji obszaru l¹dowego i ustabilizowanie pozycji linii brzego-wej sprzyja³y uformowaniu rozleg³ego wa³u wydmowego, o wysokoœci dochodz¹cej do 12 m n.p.m., którego okres stabilizacji mieœci siê w przedziale od 1689 do 1099 lat BP (ryc. 7). Jest to najbardziej charakterystyczny element ukszta³towa-nia terenu l¹dowej czêœci sto¿ka ujœciowego.
Okres stagnacji zakoñczy³ siê oko³o 1000– 700 lat temu. Poza wiekiem i kszta³tem wydm przybrze¿nych wskazuj¹ na to wynosz¹ce od 752 do 582 lat BP, daty radiowêglowe muszli morskich pochodz¹cych z osadów piaszczys-tych czo³a delty. Ponadto doskona³ym Ÿród³em informacji, dokumentuj¹cym znaczn¹ czêœæ tego etapu rozwojowego, s¹ zachowane mapy historyczne (ryc. 9). Umo¿liwi³y one wzbogacenie informacji uzyska-nych na podstawie rozpoznania geologicznego, w tym wyników datowañ OSL i14C, o kolejny, bli¿szy wspó³cze-snoœci okres czasu. Mapy powstawa³y od koñca XVI wieku w celu wskazania bezpiecznej trasy dla statków zawi-jaj¹cych do portu w Gdañsku. Przedstawiaj¹ one m.in. przebieg linii brzegowej oraz uk³ad kana³ów rozprowa-dzaj¹cych i mielizn w obrêbie podwodnej czêœci sto¿ka. W czasie trwania drugiego etapu rozwoju sto¿ka zdeponowa-nych zosta³o oko³o 82 mln m3materia³u klastycznego. miejsce opróbowania i wynik datowania OSL w latach kal. BP
sampling place and OSL dating result in cal. yr. BP miejsce opróbowania i wynik datowania OSL w latach kal. BP wskazujacy na reaktywacjê procesów eolicznych w niedalekiej przesz³oœci sampling place and OSL dating result in cal. yr. BP indicating reactivation of eolian processes in the recent past
0 0,5 1km
Zatoka Gdañska
Gulf of Gdañsk
Ryc. 7. Ci¹gi wydmowe datowane metod¹ OSL Fig. 7. Dune ridges dated by OSL method
0 5 –5 –10 –15 –20 m n.p.m. m a.s.l. BrzeŸno 3 BrzeŸno 2 BrzeŸno 1
A
B
holoceñskie piaski eoliczne
Holocene aeolian sand
holocenskie piaski morskie
Holocene marine sand
holoceñskie mu³y piaszczyste lagunowe
Holocene lagoonal sandy silt
holoceñskie mu³y limniczne
Holocene limnic silt
plejstoceñskie piaski wodnolodowcowe
Pleistocene fluvioglacial sand
plejstoceñskie i³y
Pleistocene clay
wynik datowania14C w latach kal. BP 14C dating result in cal. yr. BP.
otwór wiertniczy borehole BrzeŸno 2 250m 4342 Z a t o k a G d a ñ s k a G u l f o f G d a ñ s k 0 5 –5 –10 –15 –20 m n.p.m. m a.s.l. A B Delta Wis³y Sopot BrzeŸno Zatoka Gdañska Gulf of Gdañsk Vistula Delta
Ryc. 8. Przekrój geologiczny przez strefê brzegow¹ w rejonie BrzeŸna
Akumulacja materia³u klastycznego w obrêbie sto¿ka ujœciowego Wis³y Martwej zakoñczy³a siê definitywnie w roku 1840 wraz z powstaniem nowego ujœcia tzw. Wis³y Œmia³ej. Poczynaj¹c od tej daty, pozbawiony dostaw mate-ria³u sto¿ek podlega intensywnej erozji morskiej. Ju¿ pod koniec XIX wieku wkraczaj¹ce w g³¹b l¹du morze czyni³o coraz wiêksze zniszczenia i dlatego ówczesne w³adze pod-jê³y decyzjê o umocnieniu brzegu, a linia tych umocnieñ utrzymywana jest do dnia dzisiejszego.
Erozja powodowa³a nie tylko przemieszczanie siê linii brzegowej, ale równie¿ gwa³towne zmiany w morfologii podbrze¿a. W okresie akumulacji materia³u profil dna opa-da³ ³agodnie w kierunku otwartego morza, gdzie powsta-wa³y liczne wyp³ycenia i mielizny. Natomiast obecnie profil dna opada gwa³townie do g³êbokoœci oko³o 4 m, a jego powierzchnia obni¿y³a siê lokalnie nawet o 5 m (ryc. 10), co
spowodowa³o ubytek oko³o 10 mln m3osadów.
WNIOSKI
Przedstawione wyniki badañ dostarczy³y pierwszych udokumentowanych geologicznie informacji na temat przebiegu i tempa rozwoju sto¿ka ujœciowego Wis³y w rejonie Gdañska.
Ujœcie Wis³y w tym miejscu powsta³o oko³o 3–2,5 tys. lat temu. Rozwój sto¿ka ujœciowego nie przebiega³ w sta³ym tempie. Wyró¿niono dwa okresy intensywnej aku-mulacji (3–1,5 tys. lat BP i 1400–1840 AD), rozdzielone okresem stagnacji (1500–600 lat BP). W pierwszym okre-sie zdeponowanych zosta³o oko³o 97 mln m3
osadów przy œrednim tempie wynosz¹cym 60–100 tys. m3
rocznie. W dru-gim okresie akumulacji przyby³o kolejne oko³o 82 mln m3 materia³u, co daje œrednie tempo oko³o 100–150 tys. m3 rocznie.
Dla porównania w okresie 1840–1890 na sto¿ku ujœcio-wym Wis³y Œmia³ej zgromadzi³o siê oko³o 109 mln m3
osa-dów (Lierau, 1892), z czego wynika œrednie tempo
aku-mulacji wynosz¹ce oko³o 2,2 mln m3rocznie. Podobnie
jest w przypadku wspó³czesnego sto¿ka ujœciowego Wis³y pod Œwibnem (przekopu Wis³y), gdzie w latach 1895–2000 zgromadzonych zosta³o oko³o 133 mln m3osadów, a œred-nie tempo ich akumulacji wynosi³o oko³o 1,3 mln m3
na rok (Koszka & Jegliñski, 2009).
Jak widaæ badany sto¿ek ujœciowy Wis³y Martwej roz-wija³ siê znacznie wolniej, zarówno w porównaniu z tem-pem akumulacji materia³u przy ujœciu Wis³y Œmia³ej, jak i przekopu Wis³y. Mo¿na wskazaæ kilka przyczyn takiego stanu rzeczy. Przede wszystkim nale¿y zwróciæ uwagê, ¿e ujœcie Wis³y w rejonie Gdañska by³o jednym z kilku ujœæ
Ryc. 9. Plan rejonu ujœcia Wis³y Martwej – stan z roku 1674 (Archiwum Pañstwowe w Gdañsku, MP-1247, s. 31) Fig. 9. Plan of the Dead Vistula outlet in the year 1674 (State Archive in Gdañsk, MP-1247, p. 31)
funkcjonuj¹cych jednoczeœnie w obrêbie delty i z tego powodu tylko czêœæ osadów transportowanych Wis³¹ dociera³a w rejon omawianego sto¿ka. Ponadto przed XIV wiekiem nie istnia³y na ¯u³awach wa³y przeciwpowodzio-we, przez co znaczna czeœæ osadów deponowana by³a rów-nie¿ na równi deltowej. Natomiast w czasie tworzenia siê sto¿ka ujœciowego Wis³y Œmia³ej odp³yw wód do Zalewu Wiœlanego by³ ju¿ mocno ograniczony przez œluzy, a powodzie na ¯u³awach by³y sporadyczne. W przypadku przekopu Wis³y, jest to obecnie jedyne ujœcie Wis³y do morza, a na ¯u³awach w ci¹gu ostatniego stulecia nie wystêpowa³y powodzie.
Przeprowadzone badania dowodz¹ równie¿, ¿e wraz z up³ywem czasu iloœæ dostarczanego do ujœcia materia³u klastycznego maleje. W przypadku przekopu Wis³y w ci¹gu pierwszych 40 lat materia³ gromadzi³ siê w œrednim tempie osi¹gaj¹cym 2 mln m3
na rok, natomiast w latach 1970–2000 tempo to wynosi³o ju¿ tylko 700 tys. m3na rok (Koszka & Jegliñski, 2009). Jest to informacja istotna, poniewa¿ omawiany sto¿ek ujœciowy Wis³y Martwej kszta³towa³ siê na przestrzeni znacznie d³u¿szego okresu czasu zarówno w odniesieniu do okresu kszta³towania sto-¿ka ujœciowego Wis³y Œmia³ej, jak i przekopu Wis³y. Nie bez znaczenia jest równie¿ fakt, ¿e w efekcie powstania Wis³y Œmia³ej, jak i przekopu Wis³y bieg rzeki ulega³ za
co wrasta³o oddzia³ywanie erozyjne rzeki oraz zdolnoœæ do transportu osadów.
Przedstawione wyniki badañ dotycz¹ stosunkowo nie-wielkiego fragmentu delty Wis³y, zarówno w ujêciu prze-strzennym, jak i czasowym, ale widaæ w ich œwietle potrzebê kontynuowania prac na wiêksz¹ skalê, tak aby w przysz³oœci mo¿liwe by³o wiarygodne odtworzenie rozwo-ju ca³ego obszaru delty Wis³y.
LITERATURA
BOGACZEWSKA-ADAMCZAK B., MIOTK-SZPIGANOWICZ G., USCINOWICZ SZ., JEGLIÑSKI W., DZIENGO M. & BEJROWSKA K. 2010 – Kopalna laguna na obszarze tarasu nadmorskiego miedzy Gdañ-skiem a Sopotem. [W:] Streszczenia wyst¹pieñ IX konferencji, Geolo-gia i geomorfoloGeolo-gia pobrze¿a i po³udniowego Ba³tyku. Ustka 31 maj–1 czerwiec 2010. Akad. Pom. w S³upsku: 7–9.
KOSZKA-MAROÑ D. & JEGLIÑSKI W. 2009 – Development of the Vistula river mouth fan. [W:] Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft fur Geowissenschaften, 160 (2): 137–141.
FOLK R.L. & WARD W.C. 1957 – Brazos river bar: A study in the significance of grain size parameters. J. Sedim. Petrol., 27 (1): 3–27. FRANKOWSKI Z. & ZACHOWICZ J. 2007 – Baza danych geologicz-no-in¿ynierskich wraz z opracowaniem atlasu geologiczno-in¿ynier-skiego aglomeracji trójmiejskiej. Pañstw. Inst. Geol. – Pañstw. Inst. Bad., (arch. 942), Gdañsk-Warszawa.
LIERAU 1892 – Der Dünendurchbruch der Weichsel bei Neufähr im Jahre 1840 und die Entwicklung der neuen Weichselmündung bei Neu-fähr von 1840 bis 1890. [W:] Zeitschrift für Bauwesen, Jrg. XLII, Ber-lin: 30–40.
MIOTK-SZPIGANOWICZ G. & UŒCINOWICZ SZ. 2008 – Vistula Lagoon, Vistula Spit and coastal peatlands. [W:] Lisicki S. (red.) Quaternary of the Gulf of Gdañsk and lower Vistula Regions in nor-thern Poland. Sedimentary environments, stratigraphy and palaeogeogra-phy. Abstracts book of International Field Symposium of the INQUA Peribalticum Grup. Frombork 14–19 September 2008. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 70–75.
MOJSKI J.E. 1988 – Development of the Vistula River Delta and evo-lution of the Baltic Sea, an attempt to chronological correlation. Geolo-gical Survey of Finland, Special Papers, 6: 39–51.
MOJSKI J.E. 1995 – An outline of the evolution of the southern Baltic area at the end of the last glaciation and beginning of the Holocene. Biul. Perygl., 34: 167–176.
PASSEGA R. & BYRAMJE R. 1969 – Grain-size image of clastic deposits. Sedimentology, 13, Elsevier, Amsterdam: 232–252. UŒCINOWICZ SZ. 2006. – A relative sea-level curve for Polish Southern Baltic Sea. [W:] Quaternary International, 145–146: 86-105. UŒCINOWICZ SZ. 2003 – The Southern Baltic relative sea level chan-ges, glacio-isostatic rebound and shoreline displacement. Polish Geolo-gical Institute, Special Papers, 10: 1–79.
UŒCINOWICZ SZ., MIOTK-SZPIGANOWICZ G., KR¥PIEC M., WITAK M., HARFF J., LÜBKE H. & TAUBER F. 2011 – Drowned forests in the Gulf of Gdañsk (Southern Baltic) as an indicator of the Holocene shoreline changes. [W:] J. Harff, S. Björck, P. Hot (red.) The Baltic Sea Basin. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg: 221–234. UŒCINOWICZ SZ. & ZACHOWICZ J. 1993 – Mapa geologiczna dna Ba³tyku 1 : 200 000, arkusz Gdañsk. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa. UŒCINOWICZ SZ., ZACHOWICZ J., MIOTK-SZPIGANOWICZ G. & WITKOWSKI A. 2007 – Southern Baltic sea-level oscillations: New radiocarbon, pollen and diatom proof of the Puck Lagoon. [W:] Harff J., Hey W., Tetzlaff D. (red.) Coastline Changes: Interrelation of Climate and Geological Processes. The Geological Society of America, Special Paper, 426, Boulder, Colorado: 143–158.
Praca wp³ynê³a do redakcji 11.01.2013 r. Akceptowano do druku 8.02.2013 r. 0 –5 –10 500 1000 1500 2000 m m n.p.m. m a.s.l. A B 1815 1909 2010 m n.p.m. m a.s.l. 0 –5 –10 Z a t o k a G d a ñ s k a G u l f o f G d a ñ s k Mi¹¿szoœæ wyerodowanej warstwy osadów: Thickness of eroded sediment layer: 4 – 5 m 3 – 4 m 2 – 3 m 1 – 2 m A Zatoka Gdañska 0 500m Gulf of Gdañsk 1815
Ryc. 10. Zmiany podwodnej czêœci sto¿ka ujœciowego Wis³y
Martwej po roku 1815
Fig. 10. Changes of the underwater part of the Dead Vistula outlet
