WPŁYW EKSTREMALNYCH WARUNKÓW ŚNIEŻNO-LODOWYCH NA DYNAMIKĘ PROCESÓW MORFOGENETYCZNYCH BRZEGU KLIFOWEGO WYSPY WOLIN NA ODCINKU BIAŁA GÓRA GRODNO

Transkrypt

1 Geologia i geomorfologian n9n nsłupsk 2012, s Jacek Tylkowski Mariusz Samołyk WPŁYW EKSTREMALNYCH WARUNKÓW ŚNIEŻNO-LODOWYCH NA DYNAMIKĘ PROCESÓW MORFOGENETYCZNYCH BRZEGU KLIFOWEGO WYSPY WOLIN NA ODCINKU BIAŁA GÓRA GRODNO Słowa kluczowe: wyspa Wolin, brzeg klifowy, abrazja klifu, warunki śnieżno-lodowe Key words: Wolin Island, cliff coast, cliff abrasion, snow-ice conditioning WSTĘP O współczesnej morfodynamice brzegów klifowych wyspy Wolin decydują procesy abrazji morskiej oraz stokowe procesy erozyjno-denudacyjne. Na intensywność procesów morfogenetycznych i skalę przemian brzegu klifowego w znacznym stopniu wpływają uwarunkowania śnieżno-lodowe. Dynamika erozji klifów w okresie zimowym zależy głównie od intensywności wytapiania pokrywy śnieżnej, której gwałtowny przebieg powoduje intensyfikację ruchów masowych i spłukiwania. Natomiast obecność lodu plażowego stanowić może barierę ograniczającą abrazję. Pokrywa śnieżna, będąca pochodną związku temperatury powietrza i opadu atmosferycznego, jest wskaźnikiem opisującym stosunki klimatyczne zim oraz istotnym czynnikiem morfogenetycznym. O klimatotwórczej roli pokrywy śnieżnej decyduje duże albedo, mały współczynnik przewodnictwa cieplnego oraz duża zdolność emisyjna (Paczos 1985). Głównym celem opracowania jest określenie rzeźbotwórczej roli tajania pokrywy śnieżnej i lodu plażowego w 2010 roku. Morfogenetyczne zmiany klifowej strefy brzegowej zostały przedstawione przez ukazanie zmian położenia powierzchni stokowej klifu oraz plaży studium przypadku. Badania aktywności morfogenetycznej brzegu klifowego wyspy Wolin mają odzwierciedlenie w literaturze (Kostrzewski, Zwoliński 1986, 1988, 1994, 1995, Samołyk 2004, 2005, Tylkowski, Samołyk 2010). Geomorfologicznymi skutkami tajania śniegu zajmował się m.in. Winowski (2008). Gwałtowne roztopy intensyfikują nasilenie głównie procesów stokowych, związanych z osuwaniem, osiadaniem, spłukiwaniem i obrywaniem. W dniach 8-9 kwietnia 2008 roku notowano ponadprzeciętne o tej porze roku opady śniegu o sumie opadów atmosferycznych 64,7 mm. W tym okresie występowała relatywnie cienka, ale bardzo uwodniona pokrywa śnieżna 73

2 o maksymalnej grubości 6 cm. Wskutek dodatniej temperatury powietrza pokrywa śnieżna zanikła całkowicie w ciągu kolejnych 2 dni. Geomorfologicznym odzwierciedleniem wytapiania pokrywy śnieżnej było wytworzenie w obrębie klifów gliniasto-piaszczystych form osuwiskowych, a na klifach gliniastych obrywów. Roztopy spowodowały na odcinku brzegu długości 1 km ( km wg Urzędu Morskiego) wykształcenie obrywu i trzech osuwisk o maksymalnej objętości do 380 m 3 i powierzchni 420 m 2 (Winowski 2008). OBSZAR BADAŃ Obszarem badań była strefa brzegowa wyspy Wolin, która znajduje się w północno-zachodniej części Polski. Wyspa ta, o powierzchni 265 km 2, wraz z wyspą Uznam stanowią osobny region fizycznogeograficzny Pobrzeża Szczecińskiego (Kondracki 2000). Jądro wyspy Wolin tworzą plejstoceńskie wzgórza moren czołowych (do 115 m n.p.m.), kończące się na północy falezą. Obszar badań obejmuje strefę najwyższego, aktywnego brzegu klifowego wyspy, na odcinku od Białej Góry do Grodna (rys. 1). Badany odcinek brzegu klifowego występuje w obrębie najwyższej jednostki fizycznogeograficznej wyspy, którą jest Wolińska Morena Czołowa. Podcięcie abrazyjne tej moreny w obrębie obszaru badań tworzy najwyższe w Polsce klify (do 95 m n.p.m.), bardzo zróżnicowane pod względem morfologiczno- -litologicznym. Wolińska Morena Czołowa jest najważniejszym typem rzeźby wyspy Wolin (Kostrzewski 1987). Główna oś morfologiczna moreny ma kierunek NE-SW. Rys. 1. Brzeg klifowy wyspy Wolin (obszar badań w 2009 r.) Fig. 1. Cliff seashore of the Wolin Island (area of the study 2009) 74

3 Jej glacitektoniczny charakter potwierdzony został badaniami szczegółowymi (Bryl 1972, Studia , Krygowski 1959, 1964). Na klifach wolińskich prowadzone były szczegółowe badania litostratygraficzne (Borówka i in. 1982, 1986, Kostrzewski 1986, Kostrzewski, Krygowski 1967). Na badanym odcinku Biała Góra-Grodno klify osiągają maksymalną wysokość 95 m. Zbudowane są z szarych i brązowych glin morenowych, fluwioglacjalnych utworów piaszczysto-żwirowych i eolicznych piasków pokrywowych. Gliny szare (do 40 m miąższości) zaliczono do zlodowacenia środkowopolskiego, a gliny brązowe (do 3 m miąższości) uznano za osad zlodowacenia bałtyckiego (Kostrzewski 1986, Kostrzewski, Krygowski 1967). Seria eolicznych piasków pokrywowych, o zróżnicowanej miąższości (od 2 do 15 m), w miejscach o największej miąższości rozdzielona jest dwoma horyzontami gleb kopalnych (Borówka i in. 1982, 1986). W stropowej części piasków pokrywowych występują rytmiczne przewarstwienia osadów organicznych i mineralnych, związanych z rozwojem nasp przyklifowych (Prusinkiewicz 1971). Zróżnicowanie litologiczne utworów budujących klify i wiążący się z tym typ geodynamiczny wybrzeża (Subotowicz 1982): klif gliniasty typ obrywowy, klif piaszczysty typ osypiskowy, klif piaszczysto-gliniasty typ osuwiskowo-spływowy mają ważne znaczenie dla wykształcenia form i współczesnej rzeźby. O występowaniu pokrywy śnieżnej na badanym obszarze decydują głównie warunki klimatyczne związane z cyrkulacją atmosferyczną oraz warunki topoklimatyczne określone rzeźbą terenu, m.in. przez wysokość bezwzględną, ekspozycję oraz użytkowanie terenu. Badany odcinek strefy brzegowej Zatoki Pomorskiej ma duże deniwelacje, osiągające najwyższą rzędną 95 m na wzgórzu Gosań, N i NW ekspozycję terenu i zróżnicowane użytkowanie. Na plaży oraz na aktywnych odcinkach klifów powierzchnia terenu jest pozbawiona roślinności, natomiast na ustabilizowanych, nieulegających aktualnie erozji zboczach klifu występuje roślinność krzewiasta oraz zadrzewienia (głównie drzewostan bukowy i sosnowy). Obszar badań ze względu na specyficzne, nadmorskie położenie można zaliczyć do najmniej śnieżnego regionu w Polsce (Bednorz 2001). Na podstawie wieloletnich danych meteorologicznych ze stacji IMGW w Świnoujściu, obejmujących okres , można stwierdzić, iż badany obszar cechuje w odniesieniu do całego kraju względnie krótkie zaleganie pokrywy śnieżnej o relatywnie małej grubości. Średnia roczna liczba dni z pokrywą śnieżną wynosi 41. Zakres zmienności liczby tych dni jest bardzo duży: od 5 (1992 r.) do 123 (1970 r.). Średnia roczna grubość pokrywy śnieżnej wynosi 6,2 cm, a maksymalna 52 cm. Najwcześniej pierwsza pokrywa śnieżna wystąpiła 24 października (2003 r.), zaś najpóźniej 16 lutego (1992 r.). Ostatnie wystąpienie pokrywy śnieżnej zanotowano 23 kwietnia (1988 r.). Powyższa charakterystyka dotyczy obszaru nadmorskiego, położonego na terenie otwartym, na wysokości 1 m n.p.m. Analiza zlodzenia Zatoki Pomorskiej w Międzyzdrojach w latach wykazała stosunkowo krótki okres jego występowania: średnia długość sezonu lodowego to 27 dni, a liczba dni z lodem 15. Pierwszy lód na zatoce obserwowano 19 stycznia, głównie w postaci krążków lodowych, kier i gruzu lodowego napływającego z ujść rzecznych. Natomiast ostatni lód obserwowano 23 lutego, w postaci wałów śryżo- 75

4 wych. Pokrywa lodowa na Zatoce Pomorskiej uformowana jest głównie ze ściśniętej i zespolonej kry i gruzu lodowego lub śryżu i lepy lodowej (Girjatowicz 2005). Na plaży często obserwowany jest nieruchomy lód brzegowy, przybrzeżny, tzw. przylepa, oraz tłok lodowy w postaci wałów i grobli wzdłużbrzegowych (Czekańska 1958). METODYKA BADAŃ W strefie wolińskich klifów o linii brzegowej długości prawie 5 km wytypowano 20 profili pomiarowych, nawiązujących do zmienności litologiczno-geodynamicznej wybrzeża (rys. 2). Na tych stanowiskach wykonano dalmierzem laserowym geodezyjne pomiary położenia stoku klifu (ze stałego azymutu i kątów nachylenia stoku w odniesieniu do reperów) oraz zmian poziomu plaży (profilometrem plażowym Rys. 2. Stanowiska pomiarowe erozji brzegu klifowego Wolin (grudzień 2008 maj 2010) Fig. 2. Measuring positions of the erosion of the cliff seashore of Wolin (December 2008, May 2010) w odniesieniu do reperów). Ponadto wykonano kartowania geomorfologiczne obrazujące morfolitodynamikę klifu. Pomiary prowadzono w grudniu 2008 roku, listopadzie 2009 roku oraz w maju 2010 roku, kiedy ukazano morfogenetyczny efekt wiosennych roztopów. Efekt ten przedstawiono dla wybranych odcinków klifu piaszczystego i gliniastego, które reprezentują średnie zmiany morfologii brzegu klifowego (rys. 2). Ponadto wykonano dokumentację fotograficzną dynamiki warunków śnieżno-lodowych w strefie brzegowej (rys. 3). 76

5 Rys. 3. Kartowanie pokrywy śnieżnej wyspy Wolin stanowisko Grodno plaża (22 lutego 2010 roku) Fig. 3. Mapping snow cover of the Wolin Island position at the Grodno seashore (22nd February 2010) W półroczu chłodnym 2010 roku, w dniach, kiedy występowała pokrywa śnieżna, dokonywano na stacji meteorologicznej w Białej Górze pomiarów grubości pokrywy śnieżnej i jej gęstości objętościowej. Ponadto 22 lutego 2010 roku przeprowadzono kartowanie śnieżne wyspy Wolin, obejmujące 27 punktów pomiarowych wykonano pomiary grubości i gęstości objętościowej pokrywy śnieżnej oraz odczynu i przewodności elektrolitycznej śniegu. W strefie badanego odcinka wolińskich klifów zlokalizowane zostały 3 punkty pomiarowe: na plaży w Białej Górze i w Grodnie (rys. 3) oraz na koronie klifu w Białej Górze (por. tab. 1). WYNIKI W 2010 roku warunki śnieżne w regionie badań miały ponadprzeciętne wartości na tle wielolecia. W analizowanym 45-leciu (lata ) w odniesieniu do 2010 roku pokrywa śnieżna występowała dłużej jedynie w 4 latach (1969, 1970, 1979 i 1987), a jej maksymalna grubość była większa jedynie w 3 latach (1979, 1985 i 2005). W 2010 roku średnia grubość pokrywy śnieżnej była największa w badanym okresie (rys. 4). W 2010 roku pokrywa śnieżna w Białej Górze występowała przez 67 dni, w jednym okresie od 2 stycznia do 9 marca (rys. 5). Średnia grubość wynosiła 22,7 cm, a maksymalna 50 cm (13 lutego 2010 r.). W półroczu chłodnym 2010 roku zanotowano 263,9 mm sumy opadów atmosferycznych, w tym w postaci śniegu 91,5 mm. Średnia dobowa minimalna temperatura powietrza na wysokości 5 cm nad powierzchnią gruntu wyniosła -1,0 C, a podczas występowania pokrywy śnieżnej -5,2 o C. W okresie występowania najgrubszej pokrywy śnieżnej obserwowano izolację cieplną gruntu. 77

6 Rys. 4. Maksymalna i średnia grubość pokrywy śnieżnej oraz liczba dni ze śniegiem w Świnoujściu w półroczu chłodnym w latach hydrologicznych (źródło danych IMGW) Fig. 4. Maximum and average thickness of snow cover and number of snow days in Świnoujście in the cool half of the hydrological years of (data source: IMGW) Rys. 5. Zmienność czasowa pokrywy śnieżnej, opadów atmosferycznych i warunków cieplnych na stacji meteorologicznej w Białej Górze w półroczu chłodnym w latach hydrologicznych 2009 i 2010 Fig. 5. Time variability of snow cover, atmospheric precipitation and thermal conditions in the weather station in Biała Góra in cold halfyear of 2009 and 2010 hydrological years GPS grubość pokrywy śnieżnej (snow cover depth) [cm] P opady atmosferyczne (precipitation) [mm] Tp minimalna temperatura powietrza 5 cm n.p.g. (minimal air temperature 5 cm a.g.l.) [ C] Tg temperatura gruntu 5 cm p.p.g. (ground temperature 5 cm u.g.l.) [ C] 78

7 Tabela 1 Zmienność przestrzenna fizykochemicznych właściwości pokrywy śnieżnej na plaży w Międzyzdrojach, Grodnie i na koronie klifu w Białej Górze 22 lutego 2010 roku Table 1 Spatial variability of physicochemical properties of snow cover on beach in Międzyzdroje, Grodno and cliff in Biała Góra on 22nd February 2010 Stanowisko (nr) GPS GOS [ph] SEC Międzyzdroje ,35 1,38 Grodno ,09 4,78 Biała Góra ,41 1,22 GPS grubość pokrywy śnieżnej (snow cover depth) [cm] GOS gęstość objętościowa śniegu (volumetric thickness of snow cover) [g dm -3 ] ph odczyn (reaction) SEC przewodność elektrolityczna właściwa (electrolytic conductivity)[ms m -1 ] Ryc. 6. Zmienność grubości, gęstości, odczynu i przewodności elektrolitycznej pokrywy śnieżnej na stacji meteorologicznej w Białej Górze w okresie 18 stycznia-23 lutego 2010 roku (oznaczenia tab. 1) Fig. 6. Variability of thickness, volumetric thickness, reaction and electrolytic conductivity of snow cover in the weather station in Biała Góra in the period of 18th January to 23nd February 2010 (explanations Tab. 1) Charakterystykę fizykochemiczną pokrywy śnieżnej na obszarze badań przedstawiono na rysunku 6 i w tabeli 1. W 2010 roku średnia gęstość objętościowa śniegu w Białej Górze wynosiła 46 g dm -3. Maksymalną zawartość wody >70 g dm -3 obserwowano podczas zanikania pokrywy śnieżnej, po 25 lutego (rys. 6). Średni 79

8 odczyn śniegu był kwaśny i wynosił 3,06 ph. Zakres zmienności odczynu był duży, od 1,87 do 4,86 ph. Średnia przewodność elektrolityczna wynosiła 2,35 ms m -1, a zakres jej zmienności 1,25-6,31 ms m -1. Przewodność elektrolityczna świadczy o niskiej mineralizacji wody roztopowej, średnia zawartość substancji rozpuszczonych wynosiła 1,5 mg dm -3. Podczas kartowania śnieżnego wyspy Wolin 22 lutego 2010 roku 3 stanowiska pomiarowe zlokalizowane były na badanym odcinku strefy brzegowej (tab. 1). Na plaży w Grodnie pokrywa śnieżna miała największą grubość 30 cm, najwyższą przewodność elektrolityczną 4,78 ms m -1 i najniższą gęstość objętościową 65 g dm -3. Z kolei pokrywa śnieżna na koronie klifu w Białej Górze miała najniższą wartość SEC 1,22 ms m -1 oraz najwyższy odczyn 4,41 ph. Pokrywa śnieżna w 2010 roku charakteryzowała się niskim odczynem, świadczącym o jej stosunkowo dużym zakwaszeniu, oraz niską mineralizacją. Pokrywa lodowa na badanym odcinku wolińskich klifów w strefie plaży utrzymywała się bardzo długo, przez 3 miesiące, od początku stycznia do końca marca. Zasięg przestrzenny zlodzenia obejmował całą strefę plaży, od linii brzegowej do podnóża klifu. Średnia grubość nieruchomego lodu brzegowego wynosiła 1,3 m, a maksymalna w obrębie wzdłużbrzegowego wału (tłoku lodowego) 3,5 m. Pod względem genetycznym lód plażowy tworzyła głównie pokrywa uformowana ze ściśniętego i zespojonego śryżu i lepy lodowej (rys. 7a) oraz miejscami ze ściśniętej i zespojonej kry i gruzu lodowego (rys. 7b). Pokrywa lodowa zbudowana ze ściśniętego i zespojonego śryżu i lepy lodowej występowała na prawie całym odcinku badawczym na początkowym etapie formowania były one przez fale zbijane na brzeg, gdzie został utworzony wał lodowy (rys. 7e). Ten wzdłużbrzegowy wał (tłok) lodowy o maksymalnej wysokości 3,5 m i szerokości 4 m występował na całym 5 km odcinku badawczym przez ponad 80 dni, tworząc barierę przeciwabrazyjną. Natomiast pokrywa lodowa uformowana ze ściśniętej i zespojonej kry i gruzu lodowego była efektem rozpadu lodu brzegowego oraz szkła lodowego. Pokrywa ta występowała na krótkich odcinkach strefy brzegowej, największe jej nagromadzenie obserwowano na odcinku od Białej Góry do Gosania. Na tym terenie miała ona zróżnicowaną topografię powierzchni terenu, pomiędzy poszczególnymi krami lodowymi były obecne stłoczone formy gruzu lodowego (rys. 7b). W strefie podbrzeża występowała przez kilka tygodni pokrywa lodowa głównie w postaci lodu talerzykowego (rys. 7c). W drugiej dekadzie lutego 2010 roku w wyniku napływu do Zatoki Pomorskiej śryżu z kierunku NE została wykształcona na całym akwenie pływająca pokrywa lodowa ze stłoczonego śryżu i lepy lodowej (rys. 7d). Ten typ zlodzenia okazał się formą bardzo rozległą przestrzennie (sięgał po horyzont), jednak występował bardzo krótko (3 dni). Pokrywa ta, pomimo ujemnej temperatury powietrza, była stosunkowo słabo zespolona i przy wystąpieniu wiatrów odlądowych odpłynęła w głąb zatoki. Warunki lodowe w 2010 roku sprzyjały występowaniu wielu form zlodzenia strefy brzegowej Bałtyku (rys. 7f). W 2010 roku morfogenetyczna rola roztopów śnieżnych w odniesieniu do procesów abrazji miała przeciętną intensywność, która spowodowana była m.in. powolnym tajaniem pokrywy śnieżnej. Ten powolny, ponad 2-tygodniowy jej zanik nie spowodował występowania intensywnych spływów powierzchniowych. Tylko lo- 80

9 81 e) wzdłużbrzegowy wał lodowy, wał (tłok) na plaży (2 marca 2010) d) pływająca pokrywa lodowa, uformowana ze stłoczonego śryżu i lepy lodowej (13 lutego 2010) f) zlodzenie strefy brzegowej (25 stycznia 2010) c) pływająca, przybrzeżna pokrywa lodowa, uformowana ze śryżu i lepy lodowej, lód talerzykowy (25 stycznia 2010) Rys. 7. Genetyczne formy zlodzenia strefy brzegowej brzegu klifowego w 2010 roku w Międzyzdrojach Białej Górze Fig. 7. Genetic forms of shore-ice of the coastal area of the cliff seashore in 2010 in Międzyzdroje Biała Góra b) nieruchoma, brzegowa pokrywa lodowa, uformowana ze ściśniętej i zespojonej kry i gruzu lodowego (2 marca 2010) a) nieruchoma, brzegowa pokrywa lodowa, uformowana ze ściśniętego śryżu i lepy lodowej (25 stycznia 2010)

10 Rys. 8. Geomorfologiczne skutki roztopów (6 marca 2010) Fig. 8. Geomorphological effects of thawing (6th March 2010) kalnie w obrębie stoków gliniastych obserwowano spływ materiału na bencz i jego akumulację w formie stożków spływowych. Większa ilość wody pochodząca z roztopów infiltrowała w głąb klifu, powodowała podniesienie wód gruntowych i większe uwilgotnienie strefy aeracji, co było główną przyczyną wystąpienia osuwisk translacyjnych i rotacyjnych (rys. 8). U podnóża klifu następowała akumulacja materiału pochodzącego z erozji środkowych i wyższych partii stoku przeciętnie około 2,5 m 3 na 1 m.b. klifu. Większą dynamikę procesów erozyjno-akumulacyjnych obserwowano na stokach piaszczystych niż gliniastych na rysunku 9 przedstawiono dynamikę zmian położenia zboczy wybranych 2 klifowych profili badawczych, zbudowanych z materiału piaszczystego i gliniastego. Dane ilościowe reprezentują średnią dynamikę zmian powierzchni terenu w tych dwóch typach litologicznych brzegu klifowego. Analizowany profil klifu piaszczystego o wysokości 60 m znajdował się około 500 m na wschód od wzgórza Gosań 408,5 km wg Urzędu Morskiego. Zasięg zmian położenia stoku obejmował jego dolną partię do wysokości 13 m. W efekcie wytapiania pokrywy śnieżnej w górnej części badanego profilu (powyżej 10 m) nie zanotowano istotnych zmian geodynamicznych. W środkowej części (3-10 m) zaobserwowano ubytek materiału o objętości 6,3 m 3 m.b. -1. Erodowany materiał został zdeponowany 82

11 Rys. 9. Zmiany położenia klifu i plaży na wybranym odcinku piaszczystym i gliniastym od XI 2009 do V 2010 roku Fig. 9. Changes in the location of the cliff and seashore at the selected sandy and loamy stretch geomorphological effects of thawing since XI 2009 to V 2010 w formie stożka osypiskowego u podnóża klifu w ilości 2,4 m3 m.b.-1. Pozostały materiał (koło 4 m3 m.b.-1) został wyniesiony przez procesy litoralne i eoliczne. Badany profil klifu gliniastego o wysokości 25 m znajdował się w rejonie Świdnej Kępy 407,8 km wg Urzędu Morskiego. Zasięg zmian położenia stoku obejmował dolną połowę stoku do wysokości 12 m. Na tym odcinku w 2010 roku nie stwierdzono istotnych zmian położenia stoku. Jedynie w dolnej partii do wysokości 2 m odnotowano akumulację materiału w ilości 2,1 m3 m.b.-1. Akumulowany materiał pochodził z górnej części klifu, nieobjętej pomiarami geodezyjnymi. Należy podkreślić, że skala przemian geodynamicznych klifu w sezonie sztormowym w 2010 roku (listopad 2009 maj 2010) była bardzo ograniczona. W poprzednim okresie badawczym (grudzień 2008 listopad 2009) na badanym profilu klifu piaszczystego zanotowano znacznie większy ubytek materiału, rzędu 38 m3 m.b.-1 (10 razy więcej, pomimo tylko dwukrotnie dłuższego okresu pomiarowego). Natomiast w przypadku klifu gliniastego w 2010 roku obserwowano akumulację materiału 2,1 m3 m.b.-1 w odróżnieniu od poprzedniego okresu pomiarowego, kiedy nastąpił jego ubytek rzędu 2,7 m3 m.b.-1 (rys. 9). Przyczyną tych niewielkich zmian w 2010 roku było powolne 83

12 wytapianie pokrywy śnieżnej oraz brak procesów abrazji wskutek występowania bariery lodowej. Odzwierciedleniem funkcjonowania strefy brzegowej Bałtyku jest zmienność morfolitologiczna osadów plażowych. Nadmorska plaża jest elementem strefy brzegowej o bardzo dużej morfolitodynamice. Czasowe i przestrzenne zróżnicowanie litologiczne osadów plaży i ich miąższości wynika z jej położenia w zasięgu oddziaływania lądu i morza, między minimalnym i maksymalnym zasięgiem potoku napływu wody. O dostawie lub ubytku osadów plażowych decydują warunki hydrometeorologiczne i związane z nimi występowanie i intensywność procesów morfogenetycznych: litoralnych (wezbrania sztormowe), stokowych (ruchy masowe i spłukiwanie) i eolicznych (deflacja i akumulacja). Analizując względne zmiany rzędnej plaży w okresie pomiarowym, stwierdzono znacznie większą jej morfodynamikę niż w przypadku nadbrzeża klifowego. W badanym profilu klifu piaszczystego zasadniczo na całej szerokości plaży (20 m) obserwowano przyrost jej miąższości 30 m 3 m.b. -1 (rys. 9). W poprzednim okresie pomiarowym (grudzień 2008 listopad 2009) nastąpił znaczny jej ubytek. Brak ubytku materiału plażowego w sezonie zimowym 2010 roku spowodowany był obecnością lodu na całej szerokości plaży oraz wału lodowego, który znajdował się przy linii wody, w odległości 19 m od podstawy klifu. Ten wał lodowy w badanym profilu miał wysokość 2,3 m i skutecznie uniemożliwił abrazję materiału plażowego przez procesy litoralne. Odmienna sytuacja morfodynamiczna występowała w profilu odcinka gliniastego. Wał lodowy o wysokości 1,5 m usytuowany był w 2/3 szerokości plaży, w odległości 12 m od podstawy klifu. W tej strefie odnotowano względnie małą akumulację materiału 2 m 3 m.b. -1. Natomiast w strefie od wału lodowego do linii wody (od 12 do 18 metra szerokości plaży) nastąpił ubytek materiału około 4 m 3 m.b. -1. Na całym odcinku plaży o szerokości 18 m był ujemny bilans osadów 5 m 3 m.b. -1. Na rysunku 8 przedstawiono geomorfologiczne skutki roztopów, które zaobserwowano 16 marca 2010 roku na odcinku testowym brzegu klifowego długości 100 m (w sąsiedztwie wzgórza Gosań, 409,0-409,1 km wg Urzędu Morskiego). Na tym krótkim fragmencie brzegu klifowego o wysokości około 75 m odnotowano zespół 5 form erozyjno-akumulacyjnych o zróżnicowanej morfolitodynamice: obrywy gliniaste (rys. 8, a), osuwiska piaszczyste (d), gliniasto-piaszczyste (b) i gliniaste (c, e). Wszystkie formy mają wspólną roztopową genezę. Szerokość plaży wynosiła 20 m, jej zlodzenie obejmowało 80% powierzchni, której kulminację stanowił wał lodowy o wysokości 3,2 m. Obryw gliniasty (a) powstał w wyniku silnego uwilgotnienia powierzchni stoku gliniastego. Glina utrudniła infiltrację wód roztopowych, wymuszony został spływ powierzchniowy, w efekcie czego na pierwszym etapie powstały formy związane ze spłukiwaniem liniowym i powierzchniowym: nacieki gliniaste, pokrywy spływowe, rozcięcia, żłobki i bruzdy erozyjne. Na kolejnym etapie stok gliniasty uległ obrywom, gdzie powstała nisza obrywowa o wysokości 7 m i szerokości 10 m, a erodowany materiał o objętości 100 m 3 został zdeponowany u podnóża stoku. Kolejne formy stanowił zespół osuwisk translacyjnych i rotacyjnych, wytworzonych w obrębie klifu zbudowanego z materiału gliniastego (c, e), piaszczystego (d) oraz gliniasto-piaszczystego (b). Osuwiska zostały wykształcone w wyniku infiltracji wód roztopowych i silnego uwilgotnienia gruntu, czego przejawem było 84

13 występowanie miejscowych wysięków. Wzrost zawartości wody w gruncie stanowił główny impuls do uruchomienia procesów osuwiskowych. Najbardziej rozległą powierzchniowo formę stanowiło osuwisko piaszczyste, translacyjne (d), którego nisza osuwiskowa powstała blisko korony klifu. Rynna i jęzor osuwiskowy sięgały do podnóża klifu. Osuwisko miało 70 m wysokości i 20 m szerokości. Na podstawie pomiarów objętości osadu zdeponowanego w jęzorze osuwiskowym ilość erodowanego materiału oszacowano jedynie na 170 m 3, co świadczy o tym, że osuwisko to miało stosunkowo płytki zasięg. Największe skutki roztopów obserwowano w obrębie osuwiska gliniasto-piaszczystego (b) i gliniastego (e). Nisza osuwiskowa występowała w nich w połowie wysokości stoku, a ilość materiału zdeponowanego w postaci jęzora osuwiskowego wynosiła po około 300 m 3. Relatywnie najmniejsze zmiany morfodynamiczne obserwowano na osuwisku gliniastym (c), gdzie pierwotnie występowały formy spływowe. Ilość materiału wyerodowanego określono na 20 m 3. Na analizowanym 100-metrowym odcinku wolińskich klifów wskutek roztopów erozji uległo około 900 m 3 brzegu. WNIOSKI Ekstremalne warunki śnieżne i lodowe w 2010 roku nie spowodowały intensyfikacji procesów stokowych brzegu klifowego. Długi sezon występowania pokrywy śnieżnej o znacznej miąższości, ale o powolnym wytapianiu nie wywołał nasilenia procesów erozyjno-denudacyjnych. O wiele większą rolę morfogenetyczną odgrywa szybkie wytapianie pokrywy śnieżnej nawet w sezonie o przeciętnych warunkach śnieżnych, jakie występowały chociażby w kwietniu 2008 roku (Winowski 2008). Zasadniczo w modelowaniu brzegu klifowego większe znaczenie mają pojedyncze, krótkotrwałe i gwałtowne zdarzenia roztopowe niż długie, mroźne i śnieżne zimy, kiedy tajanie pokrywy śnieżnej jest powolne. Długotrwałe zlodzenie plaży w 2010 roku odegrało rolę bufora, ograniczającego, a wręcz uniemożliwiającego wystąpienie abrazji. Największą funkcję ochronną spełniła obecność na plaży przez 3 miesiące wzdłużbrzegowego wału lodowego o maksymalnej wysokości 3,5 m, który skutecznie zapobiegał abrazji brzegu przez wezbrania sztormowe. Można zatem stwierdzić, iż intensywne zlodzenie skutecznie zapobiega niszczeniu strefy brzegowej w czasie jego występowania. L I T E R AT U R A Bednorz E., 2001: Pokrywa śnieżna a kierunki napływu mas powietrza w Polsce północno- -zachodniej, Poznań Borówka R.K., Gonera P., Kostrzewski A., Zwoliński Z., 1982: Origin, age and paleogeographic significance of cover sands in the Wolin end moraine area, North-West Poland, Quaest. Geogr. 8, s Borówka R.K., Gonera P., Kostrzewski A., Nowaczyk B., Zwoliński Z., 1986: Stratigraphy of eolian deposits in Wolin Island and the surrounding area, North-West Poland, Boreas 15, s Bryl A., 1972: Spostrzeżenia nad zaburzeniami w glinie morenowej klifu morskiego w Grodnie na Wolinie, Bad. Fizjogr. Pol. Zach

14 Czekańska M., 1958: Materiały do polskiej terminologii lodów morskich, Acta Geophysica Polonica VII, 3/4, s Girjatowicz J.P., 2005: Zlodzenie Zatoki Pomorskiej i Zalewu Szczecińskiego. W: Środowisko przyrodnicze wybrzeży Zatoki Pomorskiej i Zalewu Szczecińskiego, red. R.K. Borówka, S. Musielak, Szczecin, s Kondracki J., 2000: Geografia regionalna Polski, Warszawa Kostrzewski A., 1986: Die Variabilität der Körnung und Bearbeitung der Geschieblehme auf Wolin (profile Grodno) und ihre lithofazialen Einheiten, Acta Univ. N. Copernici, Geogr. XXI, 67 Kostrzewski A., 1987: Morfosystem wybrzeża klifowego wyspy Wolin założenia metodologiczne, Sprawozdania PTPN za 1985, 104, s Kostrzewski A., Krygowski B., 1967: Zmienność glin morenowych Polski północno-zachodniej w zakresie uziarnienia i obróbki, Zesz. Nauk. UAM, Geogr. 7 Kostrzewski A., Zwoliński Z., 1986: Operation and morphologic effects of present-day morphogenetics processes modelling the cliffed coast of Wolin Island, N.W. Poland, International Geomorphology, red. V. Gardiner, Part 1, s Kostrzewski A., Zwoliński Z., 1988: Morphodynamics of the cliffed coast, Wolin Island, Geographia Polonica 55, s Kostrzewski A., Zwoliński Z., 1994: Contemporary morphodynamics of the cliff coasts of Wolin Island. W: Changes of the Polish Coastal Zone, red. K. Rotnicki, Poznań, s Kostrzewski A., Zwoliński Z., 1995: Present-day morphodynamics of the cliff coasts of Wolin Island, Jour. of Coast. Res., Spec. Iss. 22, s Krygowski B., 1959: O związkach rzeźby dzisiejszej powierzchni ze strukturą podłoża na Pomorzu Szczecińskim, Zesz. Nauk. UAM, Geografia 2 Krygowski B., 1964: Próba datowania względnego wydarzeń morfologicznych na wyspie Wolin, Sprawozdania PTPN, 2 kw., 1 Paczos S., 1985: Pokrywa śnieżna w Polsce, Annales Universitatis Mariae Curie-Skłodowska, sectio B, XL, 5, s Prusinkiewicz Z., 1971: Naspy przyklifowe nowy typ gleb morskiego pobrzeża, Zesz. Nauk. UMK, Geografia 26 (8), s Samołyk M., 2004: Kartowanie geomorfologiczne wybrzeża klifowego wyspy Wolin. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych, red. A. Kostrzewski, t. 4, Poznań, s Samołyk M., 2005: Monitoring wybrzeża klifowego wyspy Wolin. W: Plejstoceńskie i holoceńskie przemiany środowiska przyrodniczego Polski, red. R.K. Borówka, Szczecin, s Studia z geografii fizycznej i ekonomicznej wyspy Wolin, 1978: red. A. Kostrzewski, Poznań Subotowicz W., 1982: Litodynamika brzegów klifowych wybrzeża Polski, Gdańsk Tylkowski J., Samołyk M., 2010: Zmienność przestrzenna osadów plażowych brzegu morskiego wyspy Wolin. W: Teraźniejszość kluczem do przeszłości. Współczesne procesy sedymentacyjne i ich zapis kopalny, red. J. Rotnicka i in., Smołdzino, s. 98 Winowski M., 2008: Geomorfologiczne skutki tajania pokrywy śnieżnej na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin, Landform Analysis 9, s Effects of extreme snow and ice conditions on dynamics of morphogenetic processes of the cliff seashore of the Wolin Island within the distance from Biała Góra to Grodno SUMMARY The main objective of the study refers to definition of the relief-forming role of snow cover and seashore ice thawing in Morphogenetic changes of cliff coastal area were 86

15 presented by showing changes in the position of conical surface of the cliff and the seashore case study. The area studied includes areas with the highest, most active cliff seashore of the Wolin Island from Biała Góra to Grodno. Within the area of the Wolin cliffs with their coastal line of almost 5 kilometres, 20 measurement profiles referring to lithological-geodynamic volatility of the coast were selected. In these positions geodetic measurements of the position of the cliff slope and changes of the beach level were made using a laser range finder. In addition, geomorphological mapping showing morpholithodynamics of the cliff were performed. The measurements were made in December 2008, November 2009 and May 2010 when morphogenetic effects of the spring thaw were present. The morphogenetic effect of snow cover thawing was presented for selected sandy and loamy parts of the cliff, which represent average variation in the morphology of the shore cliffs. In 2010 the snow cover in Biała Góra was present for 67 days during a period of time from the 2nd of January to the 9th of March. The average thickness was 22.7 cm and maximum 50 cm (13th February 2010). In the cold half of mm of precipitation was recorded, including snow at the level of 91.5 mm. Average daily minimal air temperature at the level of 5 cm above the ground was equal -1.0 C and at the occurrence of snow cover -5.2 C. Thermal insulation of the ground was observed at the occurrence of the thickest snow cover. The ice cover at the studied section of the Wolin cliffs in the area of the seashore remained for 3 months starting from the beginning of January till the end of March. The spatial extent of freezing area covers the entire seashore from the shoreline to the foot of the cliff. Average thickness of stationary seashore ice was equal to 1.3 m and maximum around the shoreline ridge (ice piston) 3.5 m. Extreme snow and ice conditions in 2010 did not lead to the intensification of slope processes of the cliff seashore. Long snow season with its considerable thickness, but slow melting process did not cause any increase of erosion-denudation processes. Rapid melting of snow cover even in the season with average snow conditions such as April 2008 played a much greater morphogenetic role. Generally, individual, short-term, sudden and violent melting are of more importance than long, frosty and snowy winters when melting of snow cover is slow. Prolonged getting the seashore iced in 2010 played the role of a buffer, limiting or even preventing the occurrence of abrasion. The presence of the shoreline ridge with its maximal height of 3.5 m at the seashore for 3 months effectively preventing abrasion of the shore by storm surges played the broadest protective role. Recapitulating, it can be concluded that intensive ice cover effectively prevents destruction of the coastal area. Jacek Tylkowski Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego UAM w Białej Górze Instytut Geoekologii i Geoinformacji Uniwersytet im. Adama Mickiewicza jatyl@amu.edu.pl Mariusz Samołyk Stacja Monitoringu Środowiska Przyrodniczego UAM w Białej Górze Instytut Geoekologii i Geoinformacji Uniwersytet im. Adama Mickiewicza mars@amu.edu.pl 87