Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

3. OPIS ELEMENTÓW PRZYRODNICZYCH ŚRODOWISKA OBJ ĘTYCH ZAKRESEM PRZEWIDYWANEGO ODDZIAŁYWANIA PLANOWANEGO PRZEDSI ĘWZI ĘCIA

Pierwsze badania hydrologiczne w rejonie Zatoki Pomorskiej były prowadzone jeszcze w XIX wieku. W 1888 roku przedstawiono zwi ązki pr ądów z wiatrem w południowo-zachodniej cz ęś ci Bałtyku. W badaniach przeprowadzonych w nast ępnym wieku skupiano si ę głównie na hydrologii i dynamice wód strefy przybrze Ŝnej Zatoki Pomorskiej. Prowadzono pomiary temperatury, zasolenia i zawarto ści tlenu w rejonie Ławicy Odrzanej w latach 1925–1938. W okresie 1955–1958 systematyczne badania na Zatoce Pomorskiej i Ławicy Odrzanej prowadził Oddział Morski MIR w Świnouj ściu. W okresie 1960–1967 badania w rejonie Ławicy realizowali: Obserwatorium Uj ściowe PIHM oraz Morski Instytut Rybacki. Od lat 70. do połowy lat 90. systematyczne badania w tym rejonie prowadził Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej w ramach słu Ŝby oceanograficznej i monitoringu Bałtyku. Wyniki bada ń publikowano w rocznikach hydrologicznych (IMGW 1957–1970), a od 1961 roku zamieszczano dane z pomiarów rejsowych. Najpełniejszy obraz rejonu został przedstawiony w monografii Zatoki Pomorskiej (Majewski, 1974). Wykorzystana jest równie Ŝ baza danych oceanograficznych z lat 1976–2001 dla rejonu Zatoki Pomorskiej w zakresie: temperatury i zasolenia pH, st ęŜ enia tlenu oraz soli biogennych oraz materiały WIO Ś w Szczecinie zbierane w ramach monitoringu strefy przybrze Ŝnej Bałtyku z 4 stanowisk na Zatoce Pomorskiej (lata 1985– 2005). Ponadto wykorzystano opracowanie Akademii Morskiej w Szczecinie omawiaj ące przewidywany wpływ budowy falochronu osłonowego portu zewn ętrznego w Świnouj ściu na środowisko przyrodnicze (Borówka i in., 2007) oraz wyniki bada ń środowiska Zatoki Pomorskiej z okresu 2001–2003 prowadzone przez Akademi ę Rolnicz ą w Szczecinie.

3.1. Uwarunkowania hydrodynamiczne i hydrologiczne 3.1.1. Re Ŝim wiatru Najbli Ŝsz ą stacj ą meteorologiczn ą dla rozpatrywanego rejonu jest Świnouj ście. Analizie poddano obserwacje pr ędko ści i kierunku działania wiatry z okresu 1961–1990 na tle wielolecia 1951–1980. Dane z wieloleci dobrze charakteryzuj ą tendencje zmian parametrów hydrometeorologicznych i wykluczaj ą analiz ę procesów okresowych, które mog ą prowadzi ć do bł ędnego wnioskowania. Nowsze dane nie były dost ępne. Kierunek działania wiatru U polskich wybrze Ŝy Bałtyku południowego dominuje tendencja przewagi wiatrów z sektora zachodniego, co jest zgodne z warunkami panuj ącymi w umiarkowanych szeroko ściach geograficznych. Dla trzydziestolecia 1961–1990 potwierdza si ę fakt istnienia dominacji sektora zachodniego. Z sektora SW, W i NW wyst ąpiło 47% wiatrów. Dla całego wybrze Ŝa cz ęsto ść ta oscyluje wokół warto ści 50 ±10%. Około 32% wiatrów wyst ępuje z sektora E do S. Najmniej wiatrów

15 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

notuje si ę z sektora północno-wschodniego (N i NE). Ich cz ęsto ść nie przekracza 20% (tab. 3.1). Cz ęsto ść wiatrów północnych i północno-wschodnich zdecydowanie ro śnie w półroczu letnim.

Tab. 3.1. Szeregi rozdzielcze rozkładów dyskretnych kierunków działania wiatru dla stacji Świnouj ście w latach 1961–1990 Zbiory liczbowe cz ęsto ści rozkładów dyskretnych kierunku działania wiatru Stacja cisza N NE E SE S SW W NW Świnoujście 0,034 0,0690 0,1120 0,0750 0,0980 0,1450 0,2060 0,1840 0,0760

Zarówno w dziesi ęcioletnich okresach obserwacyjnych, jak i wieloleciu 1961–1990 kształt ró Ŝy wiatrów wskazuje na dominuj ącą tendencj ę przewagi wiatrów południowo-zachodnich. Ró Ŝnice w cz ęsto ści wyst ępowania kierunków działania wiatru w analizowanych okresach nie przekraczaj ą 10%. Szczególnego znaczenia w ocenie warunków hydrometeorologicznych nabiera cz ęsto ść wyst ępowania wiatrów z kierunków odmorskich, obejmuj ących w Świnouj ściu ze wzgl ędu na przebieg linii brzegowej w okolicy stacji sektor NW, N, NE. Wiatry te w zwi ązku z du Ŝą rozci ągło ści ą działania oraz generowaniem maksymalnych fal wiatrowych powoduj ą najwi ększe zmiany w strefie brzegowej. W wieloleciu 1961–1990 wyst ąpiło tam zaledwie 26% tych wiatrów, co zasadniczo odbiega od ich cz ęsto ści na pozostałych stacjach, która zawsze przekracza 40% (Kołobrzeg – 42,2%). Amplituda zmian cz ęsto ści wiatrów odmorskich w ró Ŝnych okresach obserwacyjnych jest praktycznie niezmienna i wynosi ±1%. Świadczy to o utrwalonych tendencjach rozkładu kierunków wiatru, wyst ępuj ących w rejonie Bałtyku południowego. Pr ędko ść wiatru Przebieg oraz zarys linii brzegowej Zatoki Pomorskiej wpływaj ą na odr ębno ści lokalne klimatu. Pr ędko ść wiatru w rejonie całej Zatoki Pomorskiej charakteryzuje si ę małymi wartościami. Średnia pr ędko ść wiatru w 30-leciu 1961 −1990 w Świnouj ściu osi ągn ęła warto ść

4,0 m/s (rys. 3.1). W wieloleciu 1951 −1980 średnia pr ędko ść wiatru w Świnouj ściu wyniosła v śr = 3,8 m/s.

y = 0,0346x + 3,5672

Vśr. [m/s] 5,0

4,5

4,0

3,5

3,0 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 rok

Rys. 3.1. Krzywa przebiegu średnich rocznych pr ędko ści wiatru na stacji Świnouj ście w okresie 1961–1990 z zaznaczeniem linii regresji 16 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Analizuj ąc zestawione dane w postaci empirycznych tablic korelacyjnych, funkcji przewy Ŝszenia kierunków i pr ędko ści wiatru oraz histogramów cz ęsto ści kierunków według pr ędkości wiatru co 1 m/s mo Ŝemy dla wielolecia 1961–1990 wyci ągn ąć nast ępuj ące wnioski: – w rejonie Świnouj ścia około 80% pr ędko ści wiatru nie przekracza 5 m/s we wszystkich analizowanych okresach pomiarowych; – ponad 90% wiatrów nie przekracza 8 m/s; – dla Świnouj ścia wiatry z przedziału 1–3 m/s przekraczaj ą 70% cz ęsto ści wyst ępowania; – udział wiatrów o pr ędko ści v ≥ 8 m/s jest niewielki i nie przekracza 2,5%. Najmniejsz ą ich cz ęsto ść zaobserwowano w okresie wiosenno-letnim 1981–1990 – 0,1%, najwi ększ ą dochodz ącą do 2,1% w okresie jesienno-zimowym 1971–1980; – w przebiegu rocznym średnie pr ędko ści wiatru osi ągn ą swoje maksimum w styczniu, lutym, marcu i listopadzie ( śr. 4,2-4,6 m/s). Najni Ŝsze pr ędko ści średnie notowane s ą, tak jak na pozostałych stacjach polskiego wybrze Ŝa od czerwca do sierpnia, kiedy to średnia miesi ęczna mo Ŝe spa ść nawet do 2,5 m/s. Jest to najkorzystniejszy okres do prowadzenia prac czerpalnych. Odkładany na klapowiska urobek z prac czerpalnych b ędzie wówczas podlegał najmniejszej dynamice; – wiatry silne i sztormowe wyst ępuj ą tu bardzo rzadko. W okresie 1956-1985 w Świnouj ściu odnotowano średnio w roku 39,1 dni, z wiatrem o pr ędko ści ≥10 m/s. Dla wielolecia 1961– 1990 liczba dni z wiatrem ≥ 11 m/s wyniosła średniorocznie 25,4 dnia. W Świnouj ściu wiatry te najcz ęś ciej pojawiały si ę w listopadzie – 4,7 dnia; grudniu i marcu – 4,4 dnia. Najmniej wiatrów o tej pr ędko ści wyst ąpiło w sierpniu – 1,5 dnia (tab. 3.2); – maksymalna liczba dni z wiatrem ≥10 m/s, jaka na przestrzeni 30 lat wyst ąpiła w ci ągu jednego miesi ąca w Świnouj ściu, wahała si ę od 3 we wrze śniu do 16 w listopadzie. Wyró Ŝnia si ę dwie grupy miesi ęcy o zró Ŝnicowanej cz ęsto ści wyst ępowania wiatrów silnych. Du Ŝą cz ęsto ści ą charakteryzuj ą si ę miesi ące od pa ździernika do maja, za ś mał ą – od czerwca do wrze śnia; – du Ŝe podobie ństwo na odcinku wybrze Ŝa od Świnouj ścia poprzez Dziwnów do Kołobrzegu zachodzi dla kierunków wyst ępowania wiatrów silnych. Najcz ęś ciej wiatry te wyst ępuj ą z trzech kierunków: zachodniego, północno-zachodniego i południowo-zachodniego, a ich sumaryczna cz ęsto ść oscyluje wokół 70% ogólnej liczby (Trzeciak i in., 1992). Nale Ŝy pami ęta ć, Ŝe w strefie brzegowej morza wiatr posiada zazwyczaj wi ększ ą pr ędko ść ni Ŝ wiatr mierzony w pobli Ŝu nad l ądem. Oszacowana na podstawie danych empirycznych znad morza (według Climate of the Basin ) średnia wieloletnia pr ędko ść wiatru w interesuj ącym nas obszarze zawiera si ę w granicach 12–14 w ęzłów, co odpowiada 6–7 m/s. Procentowa zawarto ść wiatrów silnych >11 m/s mie ści si ę w granicach 10–15%. Dla wiatrów sztormowych >17 m/s opracowanie to podaje 1–2%. Dane te potwierdzaj ą, Ŝe nad obszarami morskimi średnie pr ędko ści wiatru przekraczaj ą zdecydowanie pr ędko ści średnie uzyskiwane ze stacji brzegowej. Nale Ŝy spodziewa ć si ę, Ŝe warunki wiatrowe panuj ące w strefie przybrze Ŝnej s ą mniej korzystne dla prowadzenia prac czerpalnych na morzu, ni Ŝ te przedstawiane w oparciu o dane pomiarowe ze stacji brzegowych.

17 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Tab. 3.2. Liczba dni z wiatrem o pr ędko ści v ≥ 10 m/s w okresie 1956–1985 w rejonie Świnouj ścia (Trzeciak i in., 1992) Miesi ące I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Rok ŚWINOUJ ŚCIE Średnia miesi ęczna 4,1 3,8 4,4 3,2 2,2 2,3 2,0 1,5 2,2 4,2 4,7 4,4 39,1 Udział% w ogólnej liczbie dni miesi ąca 13,2 13,4 15,5 10,7 7,1 7,7 6,4 5,2 7,3 13,5 15,7 14,2 – Udział w ogólnej rocznej% liczbie dni 10,5 9,7 11,2 8,2 5,6 5,9 5,1 4,1 5,6 10,7 12,0 11,2 – Maksymalnie w roku 11 6 7 7 9 6 5 8 3 7 16 8 56 Minimalnie w roku 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 37

3.1.2. Wahania poziomu morza Zmiany poziomu morza s ą istotnym czynnikiem kształtuj ącym przebudow ę strefy brzegowej. W Morzu Bałtyckim generowane s ą przede wszystkim przez spi ętrzaj ące działanie wiatru. Wa Ŝnym czynnikiem jest ró Ŝnica mi ędzy dopływami wód rzecznych, suma parowania i opadów oraz wymiana wód przez Cie śniny Du ńskie, tj. bilans wodny Bałtyku, który powoduje znaczne wahania średniego poziomu całego morza. Drugorz ędne znaczenie maj ą drgania własne oraz pływy astronomiczne. Najbli Ŝsz ą stacj ą mareograficzn ą jest Świnouj ście, posiadaj ącą unikaln ą seri ę pomiarow ą, gdzie pierwsze obserwacje pochodz ą z 1811 r. Średni poziom morza obliczony z serii pomiarowej z lat 1811–1985 dla Świnouj ścia wyniósł hśr = 491,1 cm ± 0,3 cm, natomiast wieloletnia zmienno ść średniego poziomu morza jako tendencja średnich pionowych zmian rocznych, wyznaczona dla tego samego okresu, wyniosła v = +0,7 mm/rok ± 0,1 (Dziadziuszko, Jednorał 1988). Dodatni ą tendencj ę zmienno ści obserwujemy równie Ŝ dla pozostałych stacji wzdłu Ŝ polskiego wybrze Ŝa Bałtyku od v = 1,1 mm/rok dla Kołobrzegu do ± 1,2 mm/rok dla Gda ńska Nowego Portu. W ostatnich dziesi ęcioleciach przeci ętny wzrost poziomu morza uległ dalszemu przy śpieszeniu do ok. 4,2 mm/rok dla okresu 1971–1990 (Rotnicki, Borzyszkowska, 1999, Zeidler i in., 1995). Dla wybranego trzydziestolecia 1961–1990 średni poziom morza w Świnouj ściu wyniósł 499,0 cm. Średnie i ekstremalne wielko ści poziomu morze, zarejestrowane w tym okresie, odniesione s ą do poziomu zera N.N. w Amsterdamie (rys. 3.2). Najwy Ŝsze średnie poziomy morza wyst ępują od lipca do stycznia. W pozostałych miesi ącach średni poziom morza jest ni Ŝszy od średniej wieloletniej. Z funkcji przewy Ŝszenia poziomu wody dla stacji Świnouj ście (rys. 3.3) wynika, Ŝe najcz ęściej wyst ępuj ą tam stany wody z przedziału 470–540 cm. Cz ęsto ść wyst ępowania stanów średnich 450 < Hśr < 550 oscyluje wokół 98%. Cz ęsto ść wyst ępowania stanów wysokich i bardzo wysokich nie przekracza 2% (Boniecka i in., 2007). Analizuj ąc rozpi ęto ść waha ń poziomu morza w okresach miesi ęcznych mo Ŝna wyró Ŝni ć dwa charakterystyczne sezony: jesienno-zimowy od pa ździernika do marca, o najwi ększej rozpi ęto ści waha ń, si ęgaj ącej 2,55 m (listopad) oraz wiosenno-letni (kwiecie ń-wrzesie ń) o rozpi ęto ści nie przekraczaj ącej 1,69 m (wrzesie ń) (rys. 3.4). Dla zachodniego wybrze Ŝa amplituda zmian w warunkach ekstremalnych mo Ŝe osi ągn ąć poziom 3,5 m. Przy wiatrach odl ądowych (głównie z SW) poziom morza mo Ŝe obni Ŝyć si ę o 1,3 m poni Ŝej poziomu średniego. W warunkach sztormowych wahania zwierciadła wody wynosz ą przewa Ŝnie ±0,7 m, a średnie dobowe wahania wynosz ą ±0,25 m.

18 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Świnouj ście H śr = 499

Hśr 515

510

505

500

495

490

485 1960 1970 1980 1990 rok

Świnouj ście H śr = 498

Hśr 515

510

505

500

495

490

485 1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 rok

Rys. 3.2. Krzywe przebiegu średnich rocznych poziomów morza z lini ą trendu w okresach 1961–1990 i 1951–2000

Rys. 3.3. Funkcja przewy Ŝszenia poziomu morza dla Świnouj ścia, okres 1961–1990

19 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

(cm) 700

650

600

550

500

450

400

350

300 I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII miesi ąc poziom średni poziom najw y Ŝszy poziom najni Ŝszy

Rys. 3.4. Średnie i ekstremalne poziomy wody zarejestrowane w Świnouj ściu w okresie 1961–1990

W praktyce projektowej niezb ędna jest znajomo ść charakterystycznych poziomów morza (tab. 3.3).

Tab. 3.3. Charakterystyczne poziomy morza dla stacji brzegowej s ąsiaduj ącej z rejonem bada ń (1951 −1990) (Boniecka i in., 1998) Stan (cm) Stacja śr. WW śr. WW śr. W śr. NW NW WW-NW WW-NW Świnoujście 639 591 496 421 366 273 170

Dla stacji Świnouj ście historycznie najwy Ŝszy stan wody zarejestrowano w 1874 r., kiedy to poziom morza osi ągn ął warto ść 696 cm. Najwy Ŝsze stany wody zwi ązane s ą z wezbraniami sztormowymi w latach 1913 – 693 cm, 1904 i 1995 – 669 cm, 1968 – 639 cm. Minimalne poziomy morza wyst ępowały w roku 1967 – 366 cm, 1939 – 381 cm oraz 1999 – 379 cm. Prawdopodobie ństwo maksymalnych rocznych poziomów morza (tab. 3.4) oszacowano rozkładem Gumbela (Wróblewski, 1992) na podstawie danych ze stacji Świnouj ście z okresu 1901–1990.

Tab. 3.4. Prawdopodobie ństwo wyst ępowania maksymalnych poziomów morza na stacji Świnouj ście (Wróblewski, 1992)

P% 99 90 50 30 20 10 5 2 1 0,5 0,2 0,1 T (lat) 1,01 1,11 2,0 3,33 5 10 20 50 100 200 500 1000

Hmax (cm) 548 561 568 597 605 620 633 652 665 678 695 708

Prawdopodobie ństwo 1% dla Świnouj ścia okre ślone zostało na 665 cm, a 0,1% (woda tysi ąclecia) odpowiada stan wody 708 cm (Wróblewski, 1992). Prawdopodobie ństwo pomija trend wzrostu średniego poziomu morza. W rejonie Bałtyku południowego scenariusz wzrostu poziomu morza w wariancie optymistycznym oszacowano na 30 cm, w prawdopodobnym

20 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

60 cm, a w pesymistycznym nawet 100 cm na 100 lat. Według IPCC wzrost poziomu morza osi ągnie 47 cm w ci ągu najbli Ŝszych 100 lat. Istotne z punktu widzenia odkładania urobku z prac czerpalnych w morzu s ą wezbrania sztormowe. Monografie powodzi sztormowych Majewskiego i in. (1983) oraz prace Wi śniewskiej (1979, 1981), Dziadziuszko i Malickiego (1994) zawieraj ą meteorologiczne uwarunkowania wezbra ń sztormowych w drugiej połowie XX w. Wezbrania sztormowe u południowego wybrzeŜa Morza Bałtyckiego s ą najcz ęś ciej generowane przez o środek niskiego ci śnienia z towarzysz ącymi frontami atmosferycznymi. Najbardziej niebezpieczne wezbrania, które zostały zaobserwowane wzdłu Ŝ południowego wybrze Ŝa Bałtyku w XX stuleciu zwykle towarzyszyły układowi niskiego ci śnienia przemieszczaj ącemu si ę w kierunku południowo-zachodnim od Morza Norweskiego, przez Skandynawi ę i Morze Bałtyckie. Wezbrania sztormowe stanowi ą reakcj ę morza na działanie bardzo silnych wiatrów z sektorów od północno-zachodniego do północno-wschodniego, powstaj ących po przej ściu frontu. Wezbranie sztormowe tego typu mo Ŝe trwa ć od kilku do kilkudziesi ęciu godzin. W przypadku nało Ŝenia si ę wzrostu poziomów morza podczas wezbrania na wyst ępuj ące ju Ŝ wysokie poziomy morza, spowodowane przez wielkie dopływy z Morza Północnego, zaobserwowane poziomy morza mog ą by ć bardzo wysokie, osi ągaj ąc nawet ekstremalne warto ści (Sztobryn i in., 2005). Analizuj ąc sytuacje sztormowe (H > 565 cm) w okresie 1985–1995 (Basi ński, Boniecka, Gawlik, 1996) na stacji Świnouj ście zarejestrowano a Ŝ 53 spi ętrzenia sztormowe o ró Ŝnym czasie trwania. Sztormem o najdłu Ŝszym czasie przekroczenia stanów alarmowych H > 569 cm był sztorm z listopada 1995 r. trwaj ący 32 godziny, kiedy to stan maksymalny osi ągn ął warto ść 669 cm, jedn ą z najwy Ŝszych w tym stuleciu. Najkrótszym okresem wyst ępowania charakteryzował si ę sztorm z lutego 1987 i grudnia 1989 roku, dla których czas trwania wyniósł zaledwie 1 godzin ę. W czasie trwania sztormów najwi ększ ą cz ęsto ść rejestrowano w przedziale 571–580 cm – 52,5% cz ęsto ści, 20,7% stanów mie ściło si ę w przedziale 581–590 cm. W omawianym okresie zarejestrowano 14 wielkich spi ętrze ń sztormowych (stan H > 600 cm), z czego 3 przypadły na 1995 rok. Na okres 1996–2000 przypada 12 wezbra ń sztormowych (H > 570 cm), z czego w dwóch przypadkach poziomy maksymalne osi ągn ęły poziom 600 cm (kwiecie ń 1997, stycze ń 2000). Najdłu Ŝsze wezbranie trwaj ące 57 godz. z poziomem maksymalnym w Świnouj ściu, wynosz ącym 588 cm, wyst ąpiło w lutym 1999 r. oraz we wspomnianym kwietniu 1997 r. (45+72 godz.) jako jedno wezbranie z dwoma pikami przedzielone obni Ŝeniem (Sztobryn i in., 2005). W okresie 1995–2000 zaobserwowano wydłu Ŝenie czasu wyst ępowania wezbra ń sztormowych. Pierwsze wezbrania wyst ępowały ju Ŝ w sierpniu, a sezon ko ńczył si ę dopiero w kwietniu. W rozkładzie sezonowym najwi ęcej wielkich spi ętrze ń sztormowych przypadło na miesi ące stycze ń, listopad i grudzie ń. Dotyczy to równie Ŝ poziomów morza wi ększych i równych stanowi alarmowemu. Wezbrania nie wyst ąpiły w okresie od maja do lipca (rys. 3.5). Nale Ŝy tu zaznaczy ć, Ŝe stacja Świnouj ście charakteryzuje si ę najwi ększa ilo ści ą sytuacji sztormowych oraz wielkich spi ętrze ń sztormowych przy zdecydowanie krótszym okresie ich 21 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

wyst ępowania, co zwi ązane jest z w ędrówk ą sztormowych układów ni Ŝowych wraz z frontami atmosferycznymi, rozwijaj ących si ę od wybrze Ŝa zachodniego do wschodniego. Zagro Ŝenie powodziami sztormowymi w rejonie Świnouj ścia wzrosło ponad dwukrotnie pod koniec XX wieku (34) w porównaniu z połow ą wieku (15) (Sztobryn i in ., 2005).

Rys. 3.5. Cz ęsto ść wyst ępowania wezbra ń sztormowych ( Świnouj ście) w poszczególnych miesi ącach – porównanie dwóch okresów (1950–1975 i 1976–2000) (Sztobryn i in., 2005)

3.1.3. Falowanie i pr ądy Falowanie W analizowanym obszarze brzeg morski ma form ę zatokow ą. Mniejsze gł ęboko ści wyst ępuj ące w tej cz ęś ci strefy brzegowej maj ą wpływ na wielko ść maksymalnych parametrów falowania, które nie s ą tu tak wysokie jak na pozostałych odcinkach polskiego wybrze Ŝa. Wobec braku długich ci ągów obserwacyjnych falowania na morzu coraz cz ęś ciej do prognozy falowania u Ŝywane s ą numeryczne spektralne modele falowania. Na podstawie jednego z nich, modelu WAM4 (WAVE Moddeling) wykonywane s ą prognozy falowania na Bałtyku. Analiz ę regionalnej zmienno ści falowania na Bałtyku w rejonie polskiego wybrze Ŝa (lata 1998–1999) opracowali Papli ńska i (2001). W wyniku oblicze ń falowania tym modelem, wzdłu Ŝ polskiego wybrze Ŝa Bałtyku wydzielone zostały cztery rejony ró Ŝni ące si ę wyst ępuj ącym tam falowaniem. Jednym z rejonów jest Zatoka Pomorska, gdzie wysoko ść fali znacznej uzyskana z modelu jest najni Ŝsza. Dla Zatoki Pomorskiej przeprowadzono symulacj ę warunków falowych dla w ęzła siatki modelu o współrz ędnych 54 °01’N, 14 °19’E. Najcz ęś ciej (90% czasu) wyst ępuj ą fale znaczne o wysoko ści poni Ŝej 0,13 m. Fala znaczna, przekraczaj ąca 1 m wysoko ści wyst ępowała tam przez 10% czasu. Najwy Ŝsza średnia roczna wysoko ść fali znacznej nie przekroczyła w omawianym rejonie 0,6 m. Średni okres fali

22 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

wyniósł 3,4 s. Przewa Ŝaj ący średni kierunek falowania to kierunek południowo-wschodni, południowo-zachodni i wschodni. Najwy Ŝsza maksymalna warto ść wysoko ści fali znacznej wyst ępuje w lutym – 4,22 m (kierunek E). Podobne rezultaty otrzymali Gajewski i in. (2001) dla punktu poło Ŝonego dalej na północ (54 °09’N, 14 °18’E).

Rys. 3.6. Rozkład kierunkowy dla wysoko ści fali znacznej i okresu falowania dla punktu o współrz ędnych 54 o09’N, 14 o18’E (Gajewski i in., 2001)

Zarchiwizowane dane prognoz falowania oparto na danych pola wiatru z okresu 20.09.1997–27.01.2001. Wyznaczono rozkłady kierunkowe wysoko ści fali znacznej oraz rozkład i okresy falowania. W analizowanym okresie najcz ęś ciej pojawiały si ę fale z sektorów południowo- zachodniego i południowo-wschodniego o wysoko ściach od 0,8 do 1,5 m. Z sektorów odmorskich najwi ększe fale nie przekraczały 1,5 m wysoko ści. Najcz ęś ciej pojawiaj ące si ę fale maj ą okres około 3 sek., a najwi ększe 6 sek. (rys. 3.6). Otrzymane charakterystyki s ą w dobrej zgodno ści z danymi uzyskanymi z obserwacji na morzu, pochodz ącymi ze statków i boi (The Climate of the Baltic Sea Basin). W ramach bada ń hydrodynamicznych projektowanego falochronu osłonowego do portu zewn ętrznego w Świnouj ściu IBW PAN przeprowadził obliczenia pola falowego modelem WAM4 dla 3 punktów prognostycznych (Raport ko ńcowy, 2008). Przeanalizował otrzymane z rekonstrukcji falowania na Bałtyku w okresie 44 lat (1958–2001) zbiory falowe punktów prognostycznych poło Ŝonych w obr ębie Zatoki Pomorskiej. Punkty 1 i 2 usytuowane były na północny-wschód od uj ścia Świny, pierwszej w odległo ści 10 km, drugi ok. 5 km od brzegu. Punkt 3 znajdował si ę po zachodniej stronie toru podej ściowego. Dla zobrazowania wpływu wysoko ści falowania na bezpiecze ństwo wykonywanych prac czerpalnych zwi ązanych z pogł ębianiem akwenu i odkładem urobku na klapowiska przedstawiono liczb ę dni sztormowych w ci ągu roku, w których prace mog ą by ć utrudnione. Przyjmuj ąc jako reprezentatywne fale wyznaczone dla 2 punktu prognostycznego (14 °20,340’E, 53 °58,716’N, gł ęboko ść h ~10 m) na podstawie 44-letnich oblicze ń dla roku statystycznego otrzymano (Raport ko ńcowy, 2008):

23 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

– przez ok. 33 godziny ł ącznie wysoko ści fali w s ąsiedztwie rejonu czerpania b ędą przekraczały wysoko ść 2,0 m, – przez ok. 108 godzin ł ącznie wysoko ści fali b ędą tam przekraczały 1,6 m, – przez ok. 304 godziny ł ącznie wysoko ści fali b ędą przekraczały 1,2 m. Pr ądy W strefie brzegowej Morza Bałtyckiego decyduj ącym czynnikiem powstawania pr ądów jest falowanie wiatrowe i niesiona z nim energia. Najwa Ŝniejsze z nich to pr ądy wzdłu Ŝbrzegowe i pr ądy powrotne. Te dwa systemy przepływów decyduj ą o wielko ści transportu rumowiska, zmianach i zjawiskach zachodzących w strefie brzegowej. Dla obszarów morskich Bałtyku południowego prowadzone pomiary pr ądów chwilowych w latach 1978–1996 (rys. 3.7 i 3.8) pozwoliły na analiz ę statystyczn ą pr ądów dla wybranych kwadratów bałtyckich oraz opracowanie horyzontalnego rozkładu cz ęsto ści wyst ępowania kierunków pr ądu w warstwie powierzchniowej południowego Bałtyku. Analiza rozkładów prawdopodobie ństwa wyst ępowania kierunku pr ądu wykazała istnienie rozkładów asymetrycznych oraz dwumodalnych odpowiadaj ących dominuj ącym kierunkom przepływów. Dla otrzymania rozkładu horyzontalnego wyznaczono dla poszczególnych kwadratów bałtyckich ró Ŝe pr ądów, dzi ęki którym mo Ŝna wyodr ębni ć charakterystyczne rozkłady kierunku w warstwie powierzchniowej i przydennej (Krzymi ński, 1999).

Rys. 3.7 . Procentowy rozkład pr ądów obserwowanych w Rys. 3.8 . Procentowy rozkład pr ądów obserwowanych warstwie powierzchniowej (5–10 cm) w polskiej strefie w warstwie przydennej w polskiej strefie południowego południowego Bałtyku w latach 1978–1996 (Krzymi ński, Bałtyku w latach 1978–1996 (Krzymi ński, 1999) 1999)

24 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Generalnie pr ądy zwi ązane s ą z kierunkiem i sił ą wyst ępuj ącego nad tym obszarem wiatru. Stwierdzono odchylenie kierunku pr ądu od kierunku wiatru, szczególnie dla wiatrów słabych (do ok. 15 °), podczas gdy przy wiatrach wi ększych od 5 °B kierunek ten odchylał si ę mniej – do ok. 2 °. W kwadracie G02 obejmuj ącym cz ęść Zatoki Pomorskiej z rejonem czerpania i odkładu urobku, zarówno na powierzchni, jak i przy dnie obserwujemy podobne charaktery rozkładu kierunków pr ądu, gdzie przewa Ŝaj ą silne i umiarkowane pr ądy zachodnie i południowo zachodnie (ponad 50% przypadków). Przy silnych wiatrach przepływ w całej toni wodnej (0 do ok. 18 m) ma praktycznie ten sam kierunek. Ze wzgl ędu na sezonow ą zmienno ść warunków anemobarycznych, decyduj ących o przepływach, mo Ŝna wydzieli ć ró Ŝne układy pr ądów w zale Ŝno ści od pory roku: • I kwartał – dominuj ą pr ądy w kierunku zachodnim – ponad 50% przypadków, • II kwartał – dominuj ą prawie wył ącznie pr ądy zachodnie, • III kwartał – pr ądy wschodnie, • IV kwartał – dominuj ą prawie wył ącznie pr ądy północno -zachodnie i północno-wschodnie. Sezonowo ść zmian pr ędko ści pr ądów zachodzi te Ŝ w ich pionowym rozkładzie. Na wiosn ę i latem zakres zmienno ści pr ędko ści wynosi ok. 10 cm ⋅s-1 praktycznie na wszystkich gł ębokościach ( średnie warto ści wynosz ą od 5 cm ⋅s-1), podczas gdy w okresie jesienno- zimowym znacznie wzrastaj ą pr ędko ści pr ądu w warstwie po średniej. Na gł ęboko ściach 5 m (średnia warto ść ok. 11 cm ⋅s-1) i 7 m obserwujemy du Ŝo wi ększe pr ędko ści ni Ŝ na pozostałych, cz ęsto przekraczające 30 cm ⋅s-1. Intensywno ść zjawisk dynamicznych dobrze ilustruje tak Ŝe gł ęboko ść pionowego wymieszania wody. Średnia warto ść tego parametru w latach 1988–1998, zmierzona podczas ekspedycji rejsowych wynosiła 6 m, a warto ści maksymalne odnotowano na 13 m, co było wynikiem mieszania wiatrowego si ęgaj ącego do dna akwenu. 3.1.4. Warunki lodowe Badany obszar jest poło Ŝony w południowej cz ęś ci stosunkowo płytkiej Zatoki Pomorskiej, ograniczony od północy bardzo płytkim akwenem Ławicy Odrzanej. Znacz ący wpływ ma blisko ść Zalewu Szczeci ńskiego. Zjawiska lodowe (szczególnie podczas surowych zim) powoduj ą utrudnienia Ŝeglugowe, ograniczaj ą działalno ść ryback ą, prowadzenie prac czerpalnych i refulacyjnych. Obserwuje si ę niszcz ącą działalno ść lodu w strefie brzegowej. Pocz ątki bada ń nad warunkami lodowymi Zatoki Pomorskiej si ęgaj ą XIX w. Szczegółowe opracowania kartograficzne warunków zlodzenia Zatoki Pomorskiej wykonał Girjatowicz (1999a, 1999b, 2001b, 2005), Majewski (1974) oraz Sztobryn i in. (2004). Analizie statystycznej został poddany materiał obserwacyjny z okresu 1945/47 – 1999/2000 (Girjatowicz, 2005). W wyniku zmienno ści warunków termicznych, dynamiki wód oraz napływu lodu, zwłaszcza z Zalewu Szczeci ńskiego, na Zatoce Pomorskiej obserwujemy du Ŝą zmienno ść warunków lodowych. Na Zatoce przewa Ŝnie zalega pokrywa lodowa powstała z pływaj ących, a nast ępnie ściśni ętych i zespolonych postaci lodu, tj. ze śry Ŝu i lepy lodowej oraz kry i gruzu lodowego. W wyniku działania wiatru wyst ępuje dryf pól lodowych, niebezpieczny dla statków, brzegów i obiektów hydrotechnicznych. 25 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Pierwszy lód wzdłu Ŝ południowych wybrze Ŝy Zatoki Pomorskiej pojawia si ę w drugiej dekadzie stycznia, najpó źniej na otwartych wodach Zatoki – w pierwszej dekadzie lutego (tab. 3.5).

Tab. 3.5 . Średnie charakterystyki zlodzenia Zatoki Pomorskiej w okresie 1946/47–1999/2000 (wg. Girjatowicz, 2005) Rejon Pierwszy lód Ostatni lód Długo ść sezonu Liczba dni obserwacyjny lodowego z lodem Świnouj ście morze 12 I 7 III 42 27 Świnouj ście port 1 I 5 III 60 39 Mi ędzyzdroje morze 19 I 23 II 27 15 Dziwnów morze 7 I 1 III 44 19 Dziwnów port 27 XII 2 III 54 28

Najwcze śniej lód zanika na otwartych wodach Zatoki Pomorskiej, ju Ŝ w drugiej dekadzie lutego. Wzdłu Ŝ wybrze Ŝy Zatoki lód zanika w trzeciej dekadzie lutego, a w uj ściach Dziwny i Świny – w pierwszej dekadzie marca (tab. 3.5). Sezon lodowy (czas w dniach, mi ędzy terminem wyst ąpienia pierwszego lodu, a terminem zaniku ostatniego lodu) na Zatoce Pomorskiej jest znacznie krótszy ni Ŝ na Zalewie Szczeci ńskim. Najdłu Ŝsze sezony lodowe wynosz ące ponad 50 i 40 dni wyst ępuj ą odpowiednio w rejonach uj ściowych rzek – Świny i Dziwny. Wzdłu Ŝ południowego brzegu Zatoki sezon ten wynosi 30–40 dni. Na otwartych wodach Zatoki sezon lodowy jest coraz krótszy i wynosi poni Ŝej 10 dni (Girjatowicz, 1999b, 2005). Równie Ŝ liczba dni z lodem na Zatoce Pomorskiej, tj. suma dni, w których wyst ępował lód w sezonie zimowym, jest znacznie mniejsza ni Ŝ na Zalewie Szczeci ńskim. U wybrze Ŝy Zatoki liczba ta wynosi 10–20 dni. Na otwartych wodach Zatoki liczba dni z lodem nie przekracza 10 dni. U uj ścia Świny, w wyniku napływu lodu z zalewu do morza obserwujemy najwi ększ ą liczb ę dni z lodem (39 dni).Najwi ększe grubo ści lodu na akwenach otwartych polskiego brzegu Bałtyku wynosz ą przed Świnouj ściem i Mi ędzyzdrojami 0,5 m. Uwzgl ędniaj ąc warunki zlodzenia Zatoki Pomorskiej prace czerpalne i odkładanie urobku z pogł ębiania akwenów w sezonem lodowym b ędą utrudnione. Wyznaczone miejsce odkładu urobku znajduj ące si ę na wysoko ści Mi ędzyzdrojów jest korzystne z uwagi na krótki sezon lodowy w tym rejonie (27 dni) oraz mał ą liczb ą dni z lodem – 19. Statystycznie sezon lodowy trwa tam od 19 I do 23 II. W wyniku zmian klimatycznych, zwłaszcza ocieplania si ę klimatu zanikaj ą surowe zimy, skraca si ę długo ść sezonu lodowego i wydłu Ŝa okres prowadzenia prac czerpalnych. Długoterminowe prognozy hydrometeorologiczne oraz dane historyczne z serii obserwacyjnych zlodzenia umo Ŝliwi ą ich optymalne zaprojektowanie. 3.1.5. Cyrkulacja wód Środowisko przybrze Ŝnej cz ęś ci Zatoki Pomorskiej znajduje si ę pod bezpo średnim wpływem oddziaływania wód słodkich wyprowadzanych z Zalewu Szczeci ńskiego kanałami Świny, Dziwny i Peenestrom (Majewski, 1974). W ci ągu roku w 24% Zatok ę wypełnia dopływ śródl ądowy, bowiem stosunek ilo ści wód rzecznych i jeziornych do jej pojemno ści ma si ę jak 17,6 do 73,0 km (Majewski, 1974).

26 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Wypływ ten, którego wielko ść podlega sezonowym wahaniom (2/3 całego rocznego dopływu wód rzecznych do Zatoki dociera do niej mi ędzy styczniem a majem), zdominowany jest przez napływ do Zatoki wód wyprowadzanych z Zalewu kanałem Świny – według Majewskiego (1974) Świna wprowadza ok. 75% a i Peenestrom odpowiednio po ok. 15 i 10% całego dopływu. Napływ wód rzecznych, w zetkni ęciu z przesuwaj ącymi si ę od północnego zachodu wodami morskimi z rejonu Basenu Arko ńskiego, doprowadza cz ęsto do powstawania charakterystycznego zjawiska, zwanego frontem hydrologicznym a polegaj ącego na silnym gradiencie zasolenia na styku wód rzecznych i morskich. Wody rzeczne transportowane s ą w kierunku otwartej cz ęś ci Zatoki pr ądami powierzchniowymi, które przemieszczaj ą si ę w kierunku mniej wi ęcej zgodnym z kierunkiem oddziaływania wiatrów. W cz ęś ci przydennej natomiast zaznacza si ę cz ęsto układ pr ądów kompensacyjnych, poruszaj ących si ę w kierunku przeciwnym do transportu wód powierzchniowych. Z ostatnich bada ń Bieszczy ńskiej-Möller (1999) wynika, Ŝe przy wiatrach północnych i północno-zachodnich wypływ wód kanałem Świny jest blokowany; wody te mog ą przesuwa ć si ę na wschód jedynie w ąskim pasem blisko brzegu. Przy wiatrach zachodnich woda dopływająca z Zalewu jest równie Ŝ transportowana pr ądem przybrze Ŝnym w kierunku wschodnim, poruszaj ąc si ę wzdłu Ŝ w ąskiego pasa przybrze Ŝnego, na którego zewn ętrznej stronie zaznacza si ę przy tym silne pionowe mieszanie toni wody. Przy wiatrach z północnego wschodu wody rzeczne przemieszczaj ą si ę przede wszystkim wzdłu Ŝ wybrze Ŝy Wyspy Uznam. Wiatry wschodnie powoduj ą intensyfikacj ę upwellingu (wypływu warstw wód przydennych na powierzchni ę) wzdłu Ŝ wybrzeŜa i przemieszczanie wód Świny wzdłu Ŝ wybrze Ŝy Uznamu. Wiatry południowo-wschodnie skutkuj ą intensyfikacj ą przemieszczania si ę wód Świny ku północy Zatoki, natomiast przy wiatrach południowo-zachodnich dominuje transport wód Świny w kierunku otwartej, północno-wschodniej cz ęś ci Zatoki. Cyrkulacja wód w Zatoce Pomorskiej wywiera istotny wpływ na rozkład temperatury i zasolenia wody, jak równie Ŝ na rozmieszczenie ładunku soli biogenicznych i innych substancji wnoszonych do Zatoki z wodami rzecznymi (Borówka i in., 2007). 3.1.6. Temperatura i zasolenie Zmiany temperatury wody zale Ŝą od waha ń klimatycznych i brak jest istotnego trendu zmian w okresie 1976–1999. Dobrze zaznaczaj ą si ę wahania sezonowe, a ich rozpi ęto ść wynosi do 20°C. Przeci ętne temperatury wody w rejonie klapowisk w sezonach zimowych s ą ni Ŝsze o ok. 1,5°C od wyst ępuj ących w strefie pełnomorskiej. W maju i czerwcu zaznacza si ę słaby wpływ wód rzecznych w postaci pewnego ocieplenia wód powierzchniowych oraz nieznacznego wysłodzenia, typowy jednak przez cały rok jest układ izotermiczny i izohalinowy. Układ ten utrzymuje si ę dzi ęki warunkom dogodnym do całkowitego mieszania si ę wód. Natomiast latem na powierzchni zaznacza si ę wzrost średniej temperatury, zwi ązany z dopływem energii słonecznej oraz mniej intensywnym mieszaniem pionowym. W warstwie przydennej pojawiaj ą si ę natomiast cieplejsze wody gł ębinowe o zasoleniu ok. 8 PSU. W miesi ącach jesiennych i zimowych znaczna utrata ciepła w wodach południowej cz ęś ci Zatoki sprawia, Ŝe s ą one chłodniejsze ni Ŝ wody otwartej cz ęś ci Zatoki; na ogół chłodniejsza jest te Ŝ woda rzeczna wypływaj ąca cie śninami. Wiosn ą wody przybrze Ŝne nagrzewaj ą si ę znacznie szybciej ni Ŝ wody otwartej cz ęś ci, a i wypływaj ące wody rzeczne s ą cieplejsze, w

27 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

wyniku czego temperatura wody osi ąga najwy Ŝsze warto ści w pobli Ŝu uj ść i na płyciznach przybrze Ŝnych (Beszczy ńska-Möller 1999). Minimalne temperatury wody w Zatoce spadaj ą poni Ŝej 0 oC (luty), kiedy to – w zale Ŝno ści od surowo ści zimy – Zatoka mo Ŝe pokry ć si ę lodem. Maksymalne temperatury (20-23 oC) obserwuje si ę zwykle pó źnym latem i wczesn ą jesieni ą. Poziomy gradient temperatury na ogół nie przekracza 2 oC na całym obszarze Zatoki (Beszczy ńska-Möller, 1999), jedynie w czasie wiosennego wzrostu temperatury i jesiennego ochładzania notowano poziome ró Ŝnice 5-6oC. Pionowe gradienty temperatury uzale Ŝnione s ą, w wewn ętrznej cz ęś ci Zatoki, od zmian w systemie napływ wód rzecznych-adwekcja wód odmorskich (Beszczy ńska-Möller, 1999). W latach 1976–1999 zasolenie wykazywało wyra źną tendencj ę spadkow ą. W okresie tym trend zmian zasolenia wynosił 0,060 PSU ⋅rok -1. Obserwuje si ę tak Ŝe fluktuacje sezonowe zwi ązane ze zmiennym dopływem wód rzecznych. Fluktuacje zasolenia w ci ągu roku w zasadzie nie przekraczaj ą 1,5 PSU, wykazuj ąc tak Ŝe tendencj ę spadkow ą. Poziomy rozkład zasolenia Zatoki jest uzale Ŝniony przede wszystkim od intensywno ści, zasi ęgu i kierunku rozprzestrzeniania si ę w Zatoce wód rzecznych oraz od napływu wód morskich z rejonów otwartego morza. Ogólnie bior ąc, spadek zasolenia zaznacza si ę najsilniej wiosn ą, przy najintensywniejszym dopływie wód rzecznych. Zasolenie w najbli Ŝszym sąsiedztwie uj ść spada wówczas do 4–5 PSU (PSU = Practical Salinity Unit , czyli Praktyczna Jednostka Zasolenia – obecnie stosowana jednostka miary zasolenia wód morskich, w przybli Ŝeniu równa jednostce dawniej stosowanej – promilowi, ‰), aczkolwiek notuje si ę okazjonalnie spadki do poni Ŝej 2 PSU. Dla porównania, w środkowych i zewn ętrznych cz ęś ciach Zatoki zasolenie jest wy Ŝsze od 7,8 PSU. W skrajnych przypadkach poziome ró Ŝnice zasolenia w Zatoce mog ą si ęga ć 4–5 PSU (Beszczy ńska-Möller, 1999). W rejonach proponowanych klapowisk zasolenie nie przekracza 8,0 PSU (listopad). Najni Ŝsze warto ści obserwowane s ą wiosn ą (5–6 PSU). Zasolenie wód Zatoki Pomorskiej w ostatnich latach wykazuje nieznaczn ą tendencj ę wzrostow ą, zarówno w warstwie powierzchniowej, jak i przydennej (rys. 3.9). Średnie roczne zasolenie wód w warstwie powierzchniowej w roku 2005 wyniosło 6,7 PSU dla 4 stanowisk na Zatoce Pomorskiej (WIO Ś) na granicy z niemieck ą cz ęś ci ą Zalewu, natomiast w warstwie przydennej zasolenie wód było wy Ŝsze i wyniosło 7,2 PSU.

Rys. 3.9. Zasolenie wód Zatoki Pomorskiej w latach 1980–2005 (warto ści średnie roczne) Raport…, 2006

28 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

3.1.7. Natlenienie Płytkie wody przybrze Ŝa, podlegaj ą intensywnym procesom mieszania, s ą dobrze nasycone tlenem. W warstwie powierzchniowej średnie nasycenie przekraczało zazwyczaj 100%, za ś skrajne wahania nasycenia w górnej warstwie wody w latach 1976–1999 mie ściły si ę w przedziale 80–140%, przy czym najwy Ŝsze warto ści średnie wyst ępowały w okresie ciepłym. Przy dnie nasycenie równie Ŝ było znaczne, jednak wyst ępowały okresy obni Ŝania si ę nasycenia do 68%, przy maksymalnych warto ściach rz ędu 125%. Generalnie w omawianym wieloleciu obserwuje si ę słabo dodani trend nasycenia tlenem, przy bardzo du Ŝych fluktuacjach w ci ągu roku, jako przejawu nasilania si ę fotosyntezy. Sezonowy rozkład st ęŜ enia tlenu w pionie pokazuje, Ŝe najwi ększe warto ści średnie wyst ępowały zim ą (9–10 cm 3⋅dm -3), podczas gdy najmniejsze latem, poni Ŝej 7 cm 3⋅dm -3. Warto ści minimalne st ęŜ enia tlenu (ok. 5 cm 3⋅dm -3) wyst ępowały tylko sporadycznie w warstwie przydennej. W sezonie letnim, zwłaszcza przy bezwietrznej pogodzie i osłabionym mieszaniu, w niektórych cz ęś ciach strefy przybrze Ŝnej Zatoki mo Ŝe rozwin ąć si ę bezwzgl ędny deficyt tlenowy, tj. spadek do warto ści poni Ŝej 2 cm 3⋅dm -3, stwarzaj ąc sytuacj ę zagro Ŝenia dla fauny dennej. W płytkim rejonie przybrze Ŝnym na wschód od uj ścia Świny bezwzgl ędnych deficytów tlenowych w ostatnich latach nie notowano. Niemniej jednak wody powierzchniowe i przydenne w przybrze Ŝnej cz ęś ci Zatoki w rejonie uj ścia Świny charakteryzowały si ę obni Ŝonymi – w stosunku do pozostałych cz ęś ci Zatoki – poziomami zawarto ści tlenu rozpuszczonego w wodzie (ok. 6,4 cm 3 dm -3 na gł ębokości 5 m), nie zbli Ŝaj ąc si ę jednak do sytuacji deficytu tlenowego (Machula, 2004). Wody Zatoki Pomorskiej w 2005 r. nale Ŝały do dobrze natlenionych, szczególnie w 3 warstwie przydennej. Zawarto ść tlenu rozpuszczonego wahała si ę od 4,5 mgO 2/dm (47,4% O 2) 3 na stanowisku I w czerwcu 2005 r. do 15,2 mgO 2/dm (120% O 2) w kwietniu na stanowisku II (dane ze stacji monitoringowych WIO Ś na Zatoce Pomorskiej). Zmiany zawarto ści tlenu wykazywały wahania czasowe i st ęŜ enia tlenu malały w szczycie wegetacyjnym. Średnie roczne natlenienie wód Zatoki Pomorskiej w latach 2004–2005 utrzymywało si ę na zbli Ŝonym poziomie. W stosunku do 2003 r. zaobserwowano wzrost zawarto ści tlenu rozpuszczonego zarówno w warstwie powierzchniowej jak i przydennej (rys. 3.10).

Rys. 3.10. Zawarto ść tlenu rozpuszczonego w wodach Zatoki Pomorskiej w latach 1980–2005 (warto ści średnie roczne) – Raport…, 2006

29 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

3.1.8. Sole biogeniczne Głównym źródłem transportu soli biogenicznych do środowiska morskiego Zatoki Pomorskiej s ą: spływ rzeczny, brzegowe źródła punktowe, depozycja z atmosfery oraz bezpo średnie wi ązanie azotu z powietrza przez sinice (Łysiak-Pastuszak, 2004). Z uwagi na kluczowe znaczenie dostarczania, z dopływami wód rzecznych, soli biogenicznych (zwanych te Ŝ biogenami lub nutrientami, a b ędących nieorganicznymi zwi ązkami azotu i fosforu – azotanami, azotynami, solami amonowymi i fosforanami; do soli biogenicznych zalicza si ę tak Ŝe nieorganiczne zwi ązki krzemu – krzemiany) dla procesu post ępuj ącej eutrofizacji całego Bałtyku, a jego wód przybrze Ŝnych w szczególno ści, obecno ści tych substancji w Zatoce Pomorskiej po świ ęca si ę wiele uwagi. Według danych Pastuszak i wsp. (1996), poziomy rozkład zawarto ści azotanów, soli amonowych, fosforanów i krzemianów w Zatoce Pomorskiej wykazuje, zgodnie z oczekiwan ą prawidłowo ści ą, szczególnie zwi ększone – w porównaniu z otwartymi wodami Zatoki - koncentracje tych zwi ązków w rejonie uj ścia Świny (i w mniejszym stopniu Dziwny). Ocenia si ę, Ŝe na przestrzeni wielolecia 1987–2001 średni ładunek soli azotu i fosforu -1 -1 wprowadzanych z wodami Odry wyniósł 48 873,3 t N-n rok i 5 919,7 t P–PO 4 rok (Łysiak- Pastuszak, 2001). Pomimo wyra źnie zaznaczaj ącej si ę zmienno ści zasi ęgu wód „wzbogaconych” solami biogenicznymi, strefa zwi ększonych st ęŜ eń tych zwi ązków obejmuje przede wszystkim pas wód przybrze Ŝnych wzdłu Ŝ całego wybrze Ŝa Wyspy . Podobny układ zmian przestrzennych, pomimo zmienno ści sezonowej, wykazała dla lat 2001–2003 Machula (2004). Pastuszak i wsp. (1996) wykryli jednocze śnie znacznie szerszy zasi ęg przestrzenny wód o zwi ększonej zawartości azotanów ni Ŝ fosforanów. Z danych wieloletnich (1991–2000) zestawionych dla stacji B13 Zatoka Pomorska (stacja zlokalizowana w strefie przydennej, najbli Ŝej omawianego rejonu) wynika cykliczno ść zmian zawarto ści soli od Ŝywczych, w tym mineralnych poł ącze ń azotowych. Charakteryzuje si ę maksimami i minimami pojawiaj ącymi si ę w ró Ŝnych miesi ącach sezonu wegetacyjnego. Z punktu widzenia eutrofizacji najistotniejsze jest maksimum zimowe (rys. 3.11, 3.12) wyst ępuj ące ok. 50–70 dnia roku, które okre śla poziom azotanów dost ępnych do rozwoju fitoplanktonu wiosennego (Łysiak-Pastuszak, 2002).

30 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Rys. 3.11. U średniony (1994–1998) przebieg zmian sezonowych st ęŜ eń azotanów w wodach polskiej strefy przybrze Ŝnej; B13 – Zatoka Pomorska (Łysiak-Pastuszak, 2002)

Badania Machuli (2004, 2006), które swym zasi ęgiem obj ęły rejon prac czerpalnych i potencjalne miejsca odkładu urobku (stacja MI i MII) (rys. 3.1 pkt.3.3.2.) wskazuj ą na wyra źną poziom ą stratyfikacj ę biogenów. W miar ę wzrostu odległo ści od brzegu i uj ścia rzeki Świny nast ępuje zanik uwarstwie ń poziomych. Wysok ą zawarto ść azotu i fosforu rejestrowano zarówno w wodach uj ściowych rzeki Świny (stacja SI), jak i w strefie przydennej w rejonie Mi ędzyzdrojów (stacja MI). Maksymalne st ęŜ enie azotu organicznego dla okresu 2001–2003 wyst ąpiło we wrze śniu 2001 r. w przydennej warstwie wody w rejonie uj ścia Świny – 0,456 mg ⋅dm -3. Tam te Ŝ zarejestrowano maksymalne warto ści fosforu organicznego – 0,218 mg ⋅dm -3 (sierpie ń 2003). Na stacji MI poło Ŝonej w strefie przybrze Ŝnej (w s ąsiedztwie lokalizacji W1) średnie st ęŜenie azotu organicznego przy dnie i na powierzchni było podobne i wyniosło odpowiednio 0,172 i 0,181 mg ⋅dm -3. Stacje MII i MIII poło Ŝone s ą w s ąsiedztwie lokalizacji W2 odkładu urobku, w rejonie mieszania si ę wód słodkich ze „słonymi”, gdzie st ęŜ enia azotu i fosforu stopniowo malej ą. Średnie st ęŜ enie azotu organicznego przy dnie wahało si ę od 0,153 (stacja MII) do 0,139 mg ⋅dm -3 (stacja MIII) a całkowitego odpowiednio 0,243 i 0,214 mg ⋅dm -3. Średnie st ęŜ enie fosforu całkowitego nie przekroczyło warto ści 0,091 mg ⋅dm -3, a fosforu organicznego 0,054 mg ⋅dm -3 (Machula i in., 2006). Wyst ępuj ące w wodach Zatoki Pomorskiej st ęŜ enia azotu i fosforu pozwalaj ą je zaliczy ć do wód silnie zeutrofizowanych.

31 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Rys. 3.12. Wieloletnie (1991–2000) zmiany sezonowe warunków termohalinowych oraz zawarto ści tlenu i soli biogenicznych w warstwie powierzchniowej (0–5 m) Zatoki Pomorskiej (St. B13); punktowo oznaczono warto ści średnie z 2001 r. (Łysiak-Pastuszak, 2001)

3.1.9. Prze źroczysto ść wód

Intensywno ść rozwoju fitoplanktonu oraz st ęŜ enia chlorofilu a maj ą wpływ na zmiany prze źroczysto ści wód. Spadek widzialno ści w wodzie notowano w okresach silnych zakwitów glonów oraz wysokich st ęŜ eń chlorofilu a. Średnia roczna widzialno ść uzyskana w latach 2004 i 2005 utrzymywała si ę na poziomie podobnym do tej z lat 1985–2005 i wyniosła odpowiednio 1,9 i 2,3 m. W pa ździerniku 2005 roku na stanowisku oddalonym o ok. 4 mile morskie od brzegu odnotowano najwy Ŝsz ą w odniesieniu do ostatnich dziesi ęcioleci, maksymaln ą warto ść prze źroczysto ści wynosz ącą 6,8 m. Najmniejsza prze źroczysto ść w w/w wieloleciu oscylowała wokół 1 m i była obserwowana na stanowiskach znajduj ących si ę najbli Ŝej wybrze Ŝa (Raport o stanie środowiska…, 2006).

32 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

3.2. Warunki geologiczne i morfodynamiczne 3.2.1. Geologia i geomorfologia rejonu Dno południowego Bałtyku wraz z jego rozległymi gł ębinami, mniej obszernymi ławicami oraz płyciznami przybrze Ŝnymi w cało ści przysłania pokrywa osadowa czwartorz ędu. Ju Ŝ w roku 1904 wykazano, Ŝe w rejonie Ławicy Orlej i na terenie Ławicy Odrzanej dno jest zbudowane podobnie jak czwartorz ęd l ądowy Pomorza. W dnie stwierdzono obecno ść gliny morenowej, piasków i Ŝwirów fluwioglacjalu, nast ępnie obecno ść torfu wy ścielaj ącego lokalne obni Ŝenie podło Ŝa i obecno ść przysłaniaj ących piasków eolicznych. Analizuj ąc pokryw ę osadow ą wyró Ŝniono dwa kompleksy czwartorz ędu - wy Ŝszy i ni Ŝszy. Kompleks wy Ŝszy, bezpo średnio buduj ący powierzchni ę denn ą morza, jest bardzo prosty na dnie Bałtyku południowego, jak i środkowego i północnego, ma wi ęc zasi ęg ogólnobałtycki, wiekowo natomiast obejmuje bardzo krótki odcinek czasu – pó źniejszy plejstocen i holocen. Kompleks osadowy ni Ŝszy jest bardziej zło Ŝony pod wzgl ędem litologiczno – facjalnym i obejmuje kilka ró Ŝnych horyzontów i poziomów chronostratygraficznych plejstocenu i w przeciwstawieniu do pierwszego ma z kolei bardzo ograniczony zasi ęg przestrzenny wyst ępowania (Kramarska, 1995, Mojski, 1995). Oba te kompleksy wyra źnie rozdziela powierzchnia nieci ągło ści sedymentacyjnej. Jest to powierzchnia sp ągowa najwy Ŝszej pó źno plejstoce ńskiej gliny morenowej obszaru bałtyckiego. Wy Ŝszy kompleks osadowy czwartorz ędu dna południowego Bałtyku obejmuje utwory glacigenicze i osady sedymentacji podwodnej, bezpo średnio buduj ące powierzchni ę dna. Utwory te i osady tworzyły si ę w pó źnym plejstocenie oraz w okresie holocenu, powstawały w czasie stosunkowo krótkim, obejmuj ącym zaledwie ostatnich ok. 12 tysi ęcy lat. Powstawały one jednak w warunkach znacznie zró Ŝnicowanych, które z upływem czasu podlegały dalszym istotnym zmianom zwi ązanym z fazami rozwojowymi Bałtyku w pó źnym plejstocenie. Nast ępnie były one rezultatem szybko post ępuj ącej transgresji południowego Bałtyku w pierwszej połowie holocenu, w tym transgresji litorynowej, której maksimum przypadało na pierwsze dziesi ęciolecia optimum klimatycznego postglacjału. Te przekształcenia paleogeograficzne poci ągały za sob ą nie tylko zmiany warunków sedymentacji na dnie i strefie brzegowej morza, lecz tak Ŝe oddziaływały na stosunki hydrogeologiczne na s ąsiednim l ądzie, oddziaływały na rozwój torfowisk. Przy tym cz ęść owych wczesnoholoce ńskich torfowisk i najni Ŝsze odcinki dolin rzecznych Pomorza, te ostatnie - wypełnione osadami potamogenicznymi, z czasem równie Ŝ znalazły si ę na dzisiejszym dnie morskim. Było to ju Ŝ nast ępstwem transgresji morskiej, wła ściwie trwaj ącej aŜ po czasy współczesne, po okresie litorynowym jednak znacznie spowolnionej. Płycizny buduj ą i ich powierzchnie przysłaniaj ą utwory głównie piaszczyste, w mniejszym stopniu Ŝwirowe i kamieniste oraz gliniaste. S ą to utwory głównie grubo frakcyjne. Na tej podstawie utwory te zalicza si ę do odmiany płytkowodnej. Utwory odmiany płytkowodnej kształtowały si ę tak Ŝe w pó źnym plejstocenie oraz w holocenie, przy czym pocz ątkowo na l ądzie, nast ępnie w strefie brzegowej transgraduj ącego morza i w ko ńcu na płytkim dnie morskim. Tu najstarszym utworem jest glina morenowa, która wytopiła si ę z lodu podczas deglacjacji obszaru w warunkach subaeralnych.

33 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Najwa Ŝniejszym zdarzeniem na terenie płycizn, a wła ściwie jednym wielkim ci ągiem zdarze ń, była holoce ńska transgresja południowego Bałtyku. Wówczas morze zaj ęło znaczny obszar dawnego l ądu i doszło do zniszczenia form i struktur powierzchniowych l ądu, oraz powstania, z materiału tych struktur, rozległej Ŝwirowo – piaszczystej pokrywy litoralnej dzisiejszego dna, pod ścielonej brukiem transgresji morskiej i przysłoni ętej bardzo sk ąpo lub w ogóle nieprzysłoni ętej osadami sedymentacji morskiej. Na dnie pod wod ą pozostały prawie niezmienione wyspy czołowo morenowe w przedziale głęboko ści od ok. 20 do ok. 10 m. Obecnie tworz ą one zwykle partie centralne niektórych ławic południowo bałtyckich. Rol ę porz ądkuj ącą osady w pionie na du Ŝym obszarze płycizn spełnia bruk podstawowy transgresji morskiej. Te osady, które on przysłania i cz ęś ciowo ścina, s ą starsze od transgresji morskiej, te za ś, które pod ściela, zwykle nale Ŝą do piaszczystej pokrywy litoralnej dna. Pod brukiem podstawowym transgresji morskiej wyst ępuj ą w dnie ró Ŝnorodne utwory starsze. Najcz ęś ciej s ą to piaski i Ŝwiry podmorenowe lub mi ędzy morenowe (na l ądzie nazywane fluwioglacjalem). Bruk bezpo średnio zalega na nich tam, gdzie górna glina morenowa została całkowicie zniszczona. Cz ęsto równie Ŝ pod brukiem s ą osady ilaste lub ilasto-mułkowe, a wi ęc osady zastoiskowe. Gdzie indziej pod brukiem podstawowym transgresji morskiej wyst ępuj ą osady wyra źnie warwowe, tak Ŝe ilaste i mułkowe. Jest charakterystyczne, Ŝe zasi ęgi wyst ępowania osadów warwowych zwykle dokładnie pokrywaj ą si ę z obni Ŝeniami pradolinnymi. Z dna południowego Bałtyku znane s ą równie Ŝ osady bagienne i cz ęś ciowo limniczne, wczesnoholoce ńskie. Najwi ększy obszar zajmuj ą one na dnie Zatoki Pomorskiej, po południowej stronie Ławicy Odrzanej, przysłoni ęte tam grub ą pokryw ą piaszczyst ą. Pokrywa ta genetycznie wi ąŜe si ę ju Ŝ z procesami formowania Bramy Świny. Morska pokrywa piaszczysta wyst ępuj ąca na dnie przybrze Ŝa rejonu odznacza si ę du Ŝą jednorodno ści ą granulometryczn ą osadów. S ą to piaski drobnoziarniste, niemal monofrakcyjne, zło Ŝone głównie z ziaren o średnicy 0,25 do 0,10 mm, dobrze i bardzo dobrze wysortowane. Pokrywa piaszczysta najwi ększ ą mi ąŜ szo ść ok. 10 m, osi ąga w południowej, przykrawędziowej cz ęś ci reliktowego wału mierzejowego. Odsypy muszlowe reprezentowane s ą głównie przez Cardium glaucum i Macoma baltica , Mytilius edulis , Mya arenaria, Hydrobia ulvae . Skorupy Cardium są przewa Ŝnie dobrze zachowane, o silnej budowie i wyra źnej ormnametacji oraz rozmiarach dochodz ących do l cm. Poziomy muszlowe powtarzaj ą si ę czasem kilkakrotnie w jednym profilu, jednak najbardziej wyra źny i powszechnie wyst ępuj ący jest poziom na gł ęboko ści ok. 20 do 25 cm pod dnem (Kramarska, 1995; Kramarska, Jurowska, 1991). W piaskach zdecydowanie dominuj ą ziarna kwarcu (ok. 90%) (Borówka i in., 2003). Zawarto ść minerałów ci ęŜ kich reprezentowanych głównie przez ilmenit, granaty, cyrkon i rutyl (ok. 2%) jest efektem selekcji mineralogicznej piasków pod wpływem wielokrotnej redepozycji składników wywołanej falowaniem i pr ądami. Gł ęboko ść Zatoki Pomorskiej w zakładanym obszarze prac nie przekracza 13 m. Na całym obszarze przewa Ŝaj ą na powierzchni dna osady piasku drobnoziarnistego, miejscami wyst ępuje piasek średnioziarnisty, gruboziarnisty lub Ŝwirowy (rys. 3.13). Na gł ęboko ści 1 m pod powierzchni ą dna oprócz piasków i Ŝwirów morskich wyst ępuj ą osady mułów i piasków jeziornych oraz glin zwałowych.

34 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

ŁAWICA ODRZANA

ZATOKA POMORSKA

t 2 rian Wa

t 1 rian Wa

KAMIE Ń 0 5 km POMORSKI

ŚWINOUJ ŚCIE

Rys. 3.13. Osady powierzchniowe dna w rejonie Zatoki Pomorskiej (Kramarska, 1995) oraz proponowane lokalizacje miejsc odkładu urobku

35 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Procesy morfodynamiczne brzegu i dna Konsekwencj ą warunków falowo-pr ądowych, a szczególnie warunków lito- i morfodynamicznych s ą zachodz ące zmiany linii brzegowej. W obr ębie Zatoki Pomorskiej wyró Ŝniono kilka typów zmian brzegów wydmowych i klifowych. W omawianym rejonie, w zwi ązku z istnieniem zbie Ŝnych potoków rumowiska (Racinowski, 1974) powoduj ących transport osadów wzdłu Ŝ brzegu zarówno od strony wyspy Wolin, jak i od strony Uznamu obserwujemy zarówno wyra źne, wieloletnie procesy akumulacji (km 412–428), jak i dynamiczne zmiany abrazyjno-akumualcyjne (km 394–412). Na podstawie szczegółowej analizy istniej ących materiałów kartograficznych Zawadzka-Kahlau (1999) stwierdziła, Ŝe w okresie ponad stu lat (1875–1979) w pasie wybrze Ŝa km 413–428 utrzymuje si ę stała tendencja nadbudowywania pla Ŝy i przemieszczania linii brzegowej ku północy ze średni ą pr ędko ści ą +1,15 m/rok oraz przyrostem powierzchni 17,2 tys. m 2/rok. W rejonie planowanych prac pogł ębiarskich akumulacja w badanym okresie wyniosła 0,9–2,1 m/rok. Krótkotrwałe zmiany podnó Ŝa wydmy w latach 1971–1983 zachodziły z pr ędko ści ą 2–3 m/rok (tab. 3.6).

Tab. 3.6. Zmiany linii brzegowej i podnó Ŝa wydmy w rejonie Świnouj ścia (Zawadzka, 1999) Zmiany Zmiany linii brzegowej podnó Ŝa wydmy Rejon Kilometra Ŝ 1875–1979 1971–1983 1971–1983 m/rok 421,0 1,5 0,1 2,43 421,5 2,1 422,0 1,9 0,39 2,0 Świnouj ście 422,5 0,8 423,0 0,9 1,25 3,07 424,0 1,9 1,31

Na s ąsiaduj ącym od wschodu abrazyjnym odcinku brzegu obejmuj ącym klify wyspy Wolin (km 406,5–411,5) w stuleciu pr ędko ść przemieszczania si ę linii brzegowej wyniosła −0,42 m/rok (Zawadzka, 1999). Morfologia brzegu na wschód od Świnouj ścia zwi ązana jest z szerok ą stref ą wydm. Obszar Bramy Świny (km 411,5–428,0) nale Ŝy do najwi ększych obszarów akumulacji eolicznej na wybrze Ŝu południowego Bałtyku. Współczesne wydmy białe składaj ą si ę z dwóch generacji. Wydmy wewn ętrzne białe wyst ępuj ą w odległo ści 400–800 (1000 m) od linii brzegowej. Wydmy białe obejmuj ą stref ę 400 m od linii brzegowej (Osadczuk, 2004, 2005). Najni Ŝsze wydmy wyst ępuj ą na wschód od uj ścia Świny. Średnia wysoko ść wydm tego rejonu w 2006 r. wynosiła 4,5 m (2–5 m). Pla Ŝe miały szeroko ść 30–94 m, średnio 55 m. Wysoko ść pla Ŝy u podnó Ŝa wydmy wynosiła 2,5 m (Elementy monitoringu…, w druku). Sąsiaduj ący od wschodu odcinek brzegu klifowego wyspy Wolin (km 406,5–411,5) charakteryzuje si ę wyst ępowaniem najwy Ŝszych klifów (20–80 m). Pla Ŝe maj ą tam szeroko ść od 11 do 75 m (2006 r.) i podlegaj ą wraz z podnó Ŝem klifu procesom erozji. Odcinkiem o du Ŝym zagro Ŝeniu erozyjnym jest odcinek km 412–413. Odcinek wybrze Ŝa, na którym znajduje si ę uj ście Świny nie podlega specjalnym zabiegom maj ącym na celu ochron ę przed erozj ą i powodzi ą morsk ą. Zgodnie z programem wieloletnim

36 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

„Program ochrony brzegów morskich” (Ustawa z dn. 28 marca 2003 r., Dz.U. Nr 67 z dn. 18 kwietnia 2003 r.) w rejonie planowanego przedsi ęwzi ęcia nie przewiduje si ę budowy lub modernizacji umocnie ń brzegowych i sztucznego zasilania brzegu. Z analizy zmian linii brzegowej i podstawy wydmy wynika, Ŝe istniej ące falochrony, wzniesione w XIX w. nie wpłyn ęły na nasilenie si ę procesów erozji w ich s ąsiedztwie. Utworzył si ę tam stan równowagi w strefie brzegowej. Budowa nowego falochronu i trwałe zmiany dna nie spowoduj ą wi ększego od wyst ępuj ącego obecnie zakłócenia wzdłu Ŝbrzegowego ruchu osadów. Spodziewa ć si ę mo Ŝna niewielkich zmian w krótkim czasie po jego wybudowaniu. Proponowane miejsca odkładu urobku znajduj ą si ę na wysoko ści km 412–414. W tym rejonie wyst ępuj ą odcinki brzegu z przewag ą procesów erozyjnych. Wspomniana powy Ŝej ustawa przewiduje sztuczne zasilanie brzegu piaskiem w rejonie Mi ędzyzdrojów (km 411,8–413,5). 3.2.2. Transport rumowiska Ruch rumowiska w strefie przybrze Ŝnej jest nast ępstwem wyst ępuj ącego układu pr ądów i ruchów wody pochodzenia falowego. Wzdłu Ŝ polskich brzegów Bałtyku generalnie wyró Ŝnia si ę dwie du Ŝe strefy konwergencji i jedn ą dywergencji wzdłu Ŝbrzegowych strumieni osadów. Przemienna zmienno ść ruchu rumowiska uwarunkowana jest szeregiem czynników, m.in.: budow ą geologiczn ą, cechami geomorfologicznymi oraz re Ŝimem falowo-pr ądowym. W Zatoce Pomorskiej znajduje si ę strefa konwergencji potoków rumowiska, przemieszczającego si ę od wschodu oraz z zachodu, do rejonu uj ścia Piany. Oprócz zbiegania si ę w tym rejonie dwóch głównych wzdłu Ŝbrzegowych strumieni rumowiska oraz ich du Ŝego lokalnego zró Ŝnicowania (jako ściowego i ilo ściowego) obserwuje si ę zjawisko wynoszenia du Ŝej ilo ści osadów (Q ≅ 10 5 m 3/rok) uj ściem rzeki Odry. Pomimo, Ŝe wypadkowy potok rumowiska ukierunkowany jest ze wschodu na zachód (obszar od Kołobrzegu do Świnouj ścia), to lokalnie istnie ć mog ą jego silne zaburzenia powoduj ące ró Ŝnoskalowe komórkowe cyrkulacje zwi ązane z lokalnymi zmianami kierunków, co zostało zaobserwowane przez Furma ńczyka i Musielaka (Dresing i in., 1998) w postaci przestrzennie nieregularnych, odbrzegowych pr ądów i odpływów osadów. Na odcinku brzegu nale Ŝą cym do Zatoki Pomorskiej stwierdzono około 14 strumieni odpływowych. Średnioskalowe wzdłu Ŝbrzegowe strumienie osadów spotykaj ące si ę w Zatoce Pomorskiej (okolice Świnouj ścia) dostarczaj ą odpowiednio około 5 ⋅10 4 m3/rok (Dresing i in. 1998) materiału z zachodu oraz 4 ⋅10 4 m 3/rok ze wschodu. Klimat falowy w poł ączeniu ze zró Ŝnicowan ą morfologi ą strefy brzegowej oraz zatokowym charakterem brzegu generuje ni Ŝsze, zło Ŝone przybrze Ŝne systemy pr ądowe. W Zatoce Pomorskiej generuj ącym dodatkowy i wpływaj ącym na ogólny bilans strumieni osadów jest uj ście rzeki. Pomimo wyj ątkowo zło Ŝonego wzdłu Ŝbrzegowego ruchu osadów, z analogii do bada ń przeprowadzonych na brzegu wielorewowym (Lubiatowo) mo Ŝna zało Ŝyć, Ŝe maksymalny transport obserwowany jest najcz ęś ciej w okolicach I i II stabilnej rewy, zanikaj ąc w kierunku morza. W czasie silnego sztormu warto ści transportu staj ą si ę pomijalnie małe w odległo ści około 1000 m od linii brzegowej (Pruszak i in., 1999).

37 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Dynamiczne oddziaływanie fali na dno morskie zwi ązane jest z odmorsk ą gł ęboko ści ą h D, zmienn ą w czasie i przestrzeni, zamykaj ącą aktywn ą dla danego ruchu falowego, cz ęść profilu poprzecznego brzegu. Dla polskich brzegów wielorewowych gł ęboko ści h D przy średnich wieloletnich warunkach sztormowych zmieniaj ą si ę od 5–7 m w skali sezonu, do 7–9 m w skalach rocznych (Ró Ŝyński i in., 1998). Według koncepcji opracowanej przez Cie ślaka (1985) istnieje komórkowy charakter transportu rumowiska, o zró Ŝnicowanych tendencjach w zale Ŝno ści od rejonu i gł ębokości dna. Na zachód od Dziwnowa zaczyna dominowa ć tendencja do przemieszczania rumowiska w kierunku zachodnim. Najwi ększy transport osadów ma miejsce w obr ębie gł ęboko ści 0–2 m. Praktycznie zanika na gł ęboko ści 6 m. Przeprowadzona symulacja zmian profilu dna w czasie silnego sztormu, jaki miał miejsce nad Bałtykiem w okresie 01–10.12.1999 r. (pr ędko ść wiatru przekraczała 26 m/s przy kierunku SW do W) pozwoliła na zaobserwowanie zakresu zmian i okre ślenie gł ęboko ści zamykaj ącej aktywn ą cz ęść profilu. Dla takich warunków meteorologicznych obliczone parametry falowania na pełnym morzu osi ągn ęły warto ści bliskie ekstremalnym (wysoko ść fali znacznej przewy Ŝszała 7 m, a okres fali przekroczył 10 s). W takich warunkach energia falowania ulegała dyssypacji głównie na rewach, a nast ępnie na skłonie brzegowym, a nawet w pasie pla Ŝowo-wydmowym. Symulacja zmiany rz ędnej dna dla płytkowodnych rejonów morza w pobli Ŝu Świnouj ścia (rys. 3.14) wskazuje na obszary erozji i akumulacji osadów na dnie w odległo ści pomi ędzy 300 a 1100 m od linii brzegowej. Zmiany gł ęboko ści dna mog ą przekroczy ć tu ±1 m. Najwi ększe przegł ębienia wyst ąpiły w odległo ści 500 m – ponad 1 m, 650 m – 0,7 m i 900 m – około 0,7 m. W odległo ści około 1100 m od brzegu (co odpowiada gł ęboko ści 6 m ppm) ruch osadów powoli zanika. Wyznaczenie miejsca odkładu na gł ęboko ści poni Ŝej 10 m ppm istotnie ogranicza transport osadów w okresach ekstremalnych sztormów.

Rys. 3.14. Symulacja rz ędnej dna w pobli Ŝu trasy kabla w warunkach ekstremalnego sztormu dla Świnouj ścia

W ramach prac przedinwestycyjnych IBW PAN (Raport t. VIIIb) wykonał analiz ę ruchu rumowiska w s ąsiedztwie planowanych budowli. Wyniki uzyskane z oblicze ń modelem

38 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

UNIBEST-LT potwierdziły wcze śniejsze wnioski o dwukierunkowo ści transportu rumowiska w rejonie Świnouj ścia. Z rozkładów nat ęŜ enia wzdłu Ŝbrzegowego transportu rumowiska wynika równie Ŝ, Ŝe nawet przy intensywnym falowaniu wiatrowym, niezale Ŝnie od kierunku wiatru, ruch osadów ma miejsce w strefie przybrze Ŝnej i zanika w odległo ści 1000-1200 m od linii brzegowej (na gł ęboko ściach rz ędu 7–10 m). Wypadkowy roczny transport osadów w rejonie Świnouj ścia jest niewielki a wypadkowy kierunek jest zmienny. Po stronie wschodniej uj ścia Świny wypadkowy roczny transport rumowiska waha si ę od około 13 tys. m 3/rok w kierunku wschodnim do około 3 tys. m 3/rok w kierunku zachodnim. Po stronie zachodniej uj ścia wielkości wypadkowego rocznego transportu rumowiska s ą mniejsze i wynosz ą: w kierunku wschodnim 9 tys. m 3/rok, a w kierunku zachodnim 2 tys. m 3/rok. Przyj ęto, Ŝe dla osadów strefy brzegowej Zatoki Pomorskiej transport rumowiska wyst ąpi, je Ŝeli orbitalne pr ędko ści przydenne wody przekrocz ą pr ędko ść 0,40 m/s. Zjawisko to mo Ŝe wyst ąpi ć w średnim roku statystycznym ł ącznie przez około 6,4 doby, prowadz ąc do rozmywania dna w s ąsiedztwie stopy projektowanego falochronu (Raport t. VIIIb). Wyznaczone wariantowo miejsca odkładu urobku na gł ęboko ści poni Ŝej 10 m ppm ograniczaj ą zachodzenie procesów redepozycji piasków drobnoziarnistych dominuj ących na dnie morskim. Procesy erozji oraz transportu osadów zachodz ące podczas średnich warunków hydrodynamicznych b ędą niewielkie. Jedynie w czasie znacz ących wezbra ń sztormowych mo Ŝe dochodzi ć do redepozycji piasków drobnoziarnistych. Frakcje piaszczyste o średnicach 0,063– 0,25 mm migruj ą po powierzchni dna w formie pól i wst ęg piaszczystych i po wielokrotnej redepozycji wydostaj ą si ę poza stref ę oddziaływania fal sztormowych, gdzie na gł ęboko ści 25– 30 m odbywa si ę ich depozycja (Kramarska i in., 2006). Materiał grubszy >0,25 mm transportowany tylko przy du Ŝych pr ędko ściach, skierowany jest dobrzegowo. Z punktu widzenia ochrony brzegów morskich przenoszenie osadów ku płytszym miejscom na profilu jest zjawiskiem korzystnym. 3.2.3. Środowisko osadowe Osady denne obszarów dna (W1 i W2) do odkładu urobku rozpatrzono w aspekcie ich wykorzystania jako środowiska bytowania przez faun ę denn ą. Za główne wła ściwo ści osadów uwaŜa si ę skład granulometryczny ( średni ą średnic ę ziaren), gł ęboko ść dost ępno ści tlenu w osadzie oraz zawarto ść materii organicznej i innych substancji, w tym zanieczyszcze ń. Dno omawianego rejonu znajduje si ę w strefie redepozycji piasków drobnoziarnistych. Po wschodniej stronie toru wodnego do Świnouj ścia wyst ępuj ą, w powierzchniowej warstwie osadu o mi ąŜ szo ści co najmniej 1 m piaski o średniej średnicy ziaren wynosz ącej przeci ętnie 0,15–0,18 mm. Dno morza jest płaskie, a gł ęboko ści morza si ęgaj ą 10–13 m. Wiercenia geologiczne wykonane w 2008 r. na potrzeby inwestycji potwierdzaj ą istnienie przewarstwie ń gliny pylastej, zwi ęzłej, humusowej, przewarstwionej pyłem piaszczystym oraz namułów organicznych. Wyst ępuj ą pod warstw ą piasków drobnych, lokalnie średnich z domieszką muszli, Ŝwiru o mi ąŜ szo ści przekraczaj ącej 1,5 m. Detrytus muszlowy składa si ę głównie z Cerastoderma glaucum i Mya arenaria Rzadziej wyst ępuj ą mał Ŝe Macoma baltica . Poni Ŝej gł ęboko ści 11,5 m ppd przewa Ŝa piasek drobny, barwy szarej z domieszk ą muszli, niekiedy Ŝwiru. Po wschodniej stronie toru wodnego przewa Ŝaj ą warunki sprzyjaj ące sedymentacji drobnych frakcji osadu. Przewaga procesów depozycji wzrasta w wyniku osłony wewn ętrznej cz ęś ci Zatoki

39 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl

Raport o oddziaływaniu na środowisko morskie przedsi ęwzi ęcia pod nazw ą „Usuwanie do morza urobku…..”

Pomorskiej przez l ąd przed ekstremalnymi zjawiskami hydrometeorologicznymi. Warunki te sprzyjaj ą równie Ŝ depozycji cz ąstkowej materii organicznej oraz zatrzymywaniu w osadzie najdrobniejszych frakcji: namułów i iłów. W powierzchniowej warstwie osadów po wschodniej stronie toru wodnego, w jego bliskim s ąsiedztwie udział frakcji < 0,063 si ęgał 20%. W miar ę oddalania si ę w kierunku wschodnim warto ść ta zdecydowanie malała. Osad po zachodniej stronie toru zdominowany jest przez najdrobniejsze frakcje piasku, zawiera wi ększ ą ni Ŝ po stronie wschodniej, zawarto ść frakcji mulisto-ilastej, materii organicznej (Masłowski, Dworczak, 2004). Osady Zatoki Pomorskiej maj ą nisk ą wilgotno ść i strat ę przy pra Ŝeniu (LOI). Najwy Ŝsze warto ści wilgotno ści i LOI zanotowano w osadach powierzchniowych w północno-zachodniej cz ęś ci zatoki i w estuarium rzeki Świny (wilgotno ść >60%, LOI > 7,5%, w okresie bada ń 1996/1997). Oba te parametry były najni Ŝsze dla osadów w środkowej cz ęś ci zatoki. Zawarto ść materii organicznej w osadach pobranych z akwenów zwi ązanych z budow ą falochronu osłonowego i portu zewn ętrznego w Świnouj ściu jest niska. Zawarto ść materii organicznej w rejonie projektowanego portu nie przekroczyła 1%. Najwy Ŝsze st ęŜ enia materii organicznej wyst ępowały w próbach pobranych z toru wodnego -Świnouj ście (3,44–5,07%) oraz w jego s ąsiedztwie (> 1%). Zwi ązane jest to z wyst ępowaniem w osadach przewarstwie ń mulisto- ilastych (Wyniki bada ń…, 2008).. Ta niska zawarto ść materii organicznej w osadzie, zwłaszcza jej cz ęś ci pochodzenia roślinnego (z zakwitów fitoplanktonu) po stronie wschodniej toru pozwala przypuszcza ć o relatywnie niskim ładunku zanieczyszcze ń osadu. Przypuszczenie to oparte jest równie Ŝ na wynikach bada ń nad przestrzennym zró Ŝnicowaniem ładunku substancji takich, jak PCB zdeponowanym w osadzie Zatoki Pomorskiej. Dane dla obszarów Zatoki Pomorskiej o podobnych warunkach sedymentologicznych wykazuj ą obecno ść tych substancji, ale w st ęŜ eniach znacznie ni Ŝszych ni Ŝ notowane np. w osadach Zalewu Szczeci ńskiego czy obszarów Zatoki charakteryzujących si ę raczej depozycyjnym ni Ŝ erozyjnym typem warunków sedymentologicznych.

Zawarto ść fosforu całkowitego (P tot ) w powierzchniowej warstwie osadów zatoki mie ściła si ę w zakresie od 0,050 do 0,700 mg ⋅g-1 s.m. W osadach pobranych z rejonu uj ścia Świny -1 poziom (P tot ) wynosił około 0,400 mg ⋅g s.m. Wzgl ędnie wysokie warto ści były notowane w północno-wschodniej cz ęś ci zatoki (>0,300 mg ⋅g-1 s.m.). Najni Ŝsze warto ści fosforu wyst ąpiły w centralnej cz ęś ci zatoki (<0,150 mg ⋅g-1 s.m.) (Frankowski, Bolałek, 1999). Osady powierzchniowe Zatoki Pomorskiej s ą do ść jednolite ze wzgl ędu na ich skład chemiczny i źródło materii organicznej. Znacz ąco ró Ŝni ą si ę tylko osady z obszaru Gł ębi Sassnitz i rejonu uj ścia Świny. Zawarto ść tlenu w wodach porowych osadów, jej zmiana z gł ęboko ści ą w osadzie a zwłaszcza poło Ŝenie poziomu nieci ągło ści oksydacyjno-redukcyjnej jest funkcj ą składu granulometrycznego osadu, jego wysortowania i zawarto ści materii organicznej. Mi ąŜ szo ść natlenionej warstwy osadów za ś jest zasadniczym czynnikiem warunkuj ącym gł ęboko ść wyst ępowania fauny dennej w osadzie, zwłaszcza najmniejszych bezkr ęgowców wielokomórkowych – tzw. meiobentosu. Na zachód od uj ścia Świny 75–90% meiobentosu koncentruje si ę w górnych 3 cm osadu, podczas gdy na wschód od uj ścia rozmieszczenie meiofauny dennej w osadzie jest bardziej równomierne i mo Ŝna jej przedstawicieli znale źć do 10 cm w osadzie (dolna granica warstwy obj ętej opróbowaniem) – Borówka i in., 2007.

40 Instytut Morski w Gda ńsku; Zakład Hydrotechniki Morskiej; ul. Długi Targ 41/42; 80-830 Gda ńsk www.im.gda.pl