Tekst opracowania

GEOCHEMIA OSADÓW 

POWIERZCHNIOWYCH 

MORZA BA¸TYCKIEGO 

———

4 

REDAKTOR NAUKOWY 

Szymon Uœcinowicz 

AUTORZY 

Magdalena Be³dowska 1 m.beldowska@ug.edu.pl, Jerzy Bola³ek 1 ocejb@ug.edu.pl, Izabela Bojakowska 2 izabela.bojakowska@pgi.gov.pl, 

Dorota Burska 1 ocedb@univ.gda.pl, Jerzy Cyberski 1 j.cyb@wp.pl, Beata Dudziñska-Huczuk 

3 beata-dh@wp.pl, Jan Ebbing 4 jan.ebbing@tno.nl, Lucyna Falkowska 1 l.falkowska@ug.edu.pl, Bo¿ena 

Graca 1 graca@ug.edu.pl, Regina Kramarska 5 regina.kramarska@pgi.gov.pl, Cees Laban 6 cees.laban@marinegeologicaladvice.nl, 

Miros³aw Lidzbarski 5 miroslaw.lidzbarski@pgi.gov.pl, Gra¿yna Miotk-Szpiganowicz 5 grazyna.miotk-szpiganowicz@pgi.gov.pl, 

El¿bieta Niemirycz 1 oceen@ug.edu.pl, Anna Pasieczna 2 anna.pasieczna@pgi.gov.pl, 

John Ridgway 7 john.ridgway@btopenworld.com, Bogdan Skwarzec 8 bosk@chem.univ.gda.pl, 

Krzysztof Soko³owski 5 krzysztof.sokolowski@pgi.gov.pl, Marta Staniszewska 1 marta@ocean.univ.gda.pl, Piotr 

Szefer 9 pszef@gumed.edu.pl, Szymon Uœcinowicz 5 szymon.uscinowicz@pgi.gov.pl, Ryszard Wagner 2 ryszard.wagner@pgi.gov.pl 

1 

Uniwersytet Gdañski, Instytut Oceanografii, al. Marsza³ka Pi³sudskiego 46, 81-378 Gdynia 

2 

Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa 

3 

Kaszubsko-Pomorska Szko³a Wy¿sza, Wydzia³ Spo³eczno-Przyrodniczy, ul. Dworcowa 7, 84-200 Wejherowo 

4 

TNO Built Environment & Geosciences, the Geological Survey of the Netherlands, Department of Energie, 

P.O. Box 80015, 3508TA Utrecht, the Netherlands 

5 

Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut Badawczy, Oddzia³ Geologii Morza, ul. Koœcierska 5, 

80-328 Gdañsk 

6 

Marine Geological Advice, P.O. Box 56, 1950 AB Velsen-Noord, the Netherlands 

7 

British Geological Survey, Kingsley Dunham Centre, Keyworth, Nottingham, United Kingdom 

8 

Uniwersytet Gdañski, Wydzia³ Chemii, Katedra Analityki i Radiochemii Œrodowiska, ul. Sobieskiego 18/19, 

80-952 Gdañsk 

9 

Gdañski Uniwersytet Medyczny, Wydzia³ Farmaceutyczny, al. Gen. J. Hallera 107, 80-416 Gdañsk

GEOCHEMIA OSADÓW 

POWIERZCHNIOWYCH 

MORZA BA¸TYCKIEGO 

——— 

Pod redakcjà 

SZYMONA UÂCINOWICZA 

Wykonano na zamówienie Ministra Ârodowiska 

za Êrodki finansowe wyp∏acone przez 

Narodowy Fundusz Ochrony Ârodowiska i Gospodarki Wodnej 

PA¡STWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY – PA¡STWOWY INSTYTUT BADAWCZY 

WARSZAWA 2011

Redaktorzy wydawnictwa: 

Teresa LIPNIACKA, Janina MA£ECKA 

Recenzent 

prof. dr hab. Stanis³aw MUSIELAK 

Projekt graficzny ok³adki 

Wojciech MARKIEWICZ 

Akceptowa³ do druku dnia 03.08.2011 r. 

Dyrektor Pañstwowego Instytutu Geologicznego 

Pañstwowego Instytutu Badawczego 

prof. dr hab. Jerzy NAWROCKI 

© Copyright by Ministerstwo Œrodowiska, Warszawa 2011 

ISBN 978-83-7538-813-8 

Projekt i opracowanie typograficzne: Teresa LIPNIACKA, Janina MA£ECKA 

Sk³ad i ³amanie: Jadwiga GAC-JACHOWICZ 

Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut Badawczy 

ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa 

Wydanie I. Nak³ad 700 egz. 

Druk Argraf Sp. z o.o., ul. Jagielloñska 80, 03-301 Warszawa

SPIS TREŒCI 

Rozdzia³ 1. Wprowadzenie – Szymon Uœcinowicz ....................................... 9 

Rozdzia³ 2. Zlewisko Morza Ba³tyckiego ........................................... 13 

2.1. Morze Ba³tyckie, jego po³o¿enie, podzia³ oraz zlewisko – Szymon Uœcinowicz, Gra¿yna Miotk-Szpiganowicz ..... 13 

2.2. Zarys budowy geologicznej zlewiska Morza Ba³tyckiego – Regina Kramarska, Szymon Uœcinowicz ......... 17 

2.3. Gleby zlewiska Morza Ba³tyckiego – Anna Pasieczna ................................. 20 

2.3.1. Typy genetyczne gleb ............................................... 21 

2.3.2. Uziarnienie i geochemia gleb ........................................... 21 

2.4. Charakterystyka geochemiczna osadów rzecznych w zlewisku Morza Ba³tyckiego – Izabela Bojakowska ...... 36 

2.4.1. Metale i metaloidy w osadach rzek zlewiska Ba³tyku .............................. 37 

2.4.2. Metale i metaloidy w osadach rzek polskiego wybrze¿a Ba³tyku ......................... 39 

2.4.3. Trwa³e zanieczyszczenia organiczne w osadach rzek polskiego wybrze¿a Ba³tyku ............... 45 

2.5. Zagospodarowanie zlewiska Morza Ba³tyckiego – El¿bieta Niemirycz, Marta Staniszewska .............. 46 

Literatura ........................................................... 51 

Rozdzia³ 3. Klimat, hydrologia i hydrodynamika Morza Ba³tyckiego – Jerzy Cyberski .................. 55 

3.1. Wybrane elementy klimatu ................................................ 55 

3.2. Hydrologia i hydrodynamika Ba³tyku .......................................... 59 

Literatura ........................................................... 65 

Rozdzia³ 4. Budowa geologiczna i osady denne Morza Ba³tyckiego ............................. 66 

4.1. Pod³o¿e czwartorzêdu – Szymon Uœcinowicz, Regina Kramarska ............................ 66 

4.2. Zarys historii Morza Ba³tyckiego – Szymon Uœcinowicz ................................. 

4.3. Pokrywa czwartorzêdowa dna Ba³tyku – Szymon Uœcinowicz, Regina Kramarska, 

70 

Gra¿yna Miotk-Szpiganowicz ............................................... 72 

4.4. Wspó³czesne osady powierzchniowe i procesy sedymentacyjne – Szymon Uœcinowicz ................. 76 

Literatura ........................................................... 81 

5

Rozdzia³ 5. Dop³yw substancji chemicznych do Morza Ba³tyckiego ............................ 83 

5.1. Dop³yw substancji chemicznych z atmosfery – Lucyna Falkowska, Magdalena Be³dowska .............. 83 

5.1.1. Zwi¹zki azotu ................................................... 86 

5.1.2. Zwi¹zki fosforu .................................................. 88 

5.1.3. Metale biogeniczne – ¿elazo ........................................... 89 

5.1.4. Metale toksyczne ................................................. 90 

5.1.5. Trwa³e zanieczyszczenia organiczne ....................................... 92 

5.2. Dop³yw substancji chemicznych rzekami – El¿bieta Niemirycz ............................. 93 

5.2.1. Ocena ³adunków zanieczyszczeñ wnoszonych do morza rzekami pañstw nadba³tyckich ............ 94 

5.2.2. Metody okreœlania pochodzenia zanieczyszczeñ odprowadzanych rzekami do Ba³tyku . . . . . . . . . . . . 102 

5.2.3. Udzia³ rzek polskich w odp³ywie zanieczyszczeñ do Morza Ba³tyckiego . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106 

5.3. Dop³yw radionuklidów do Morza Ba³tyckiego – Bogdan Skwarzec . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 

5.3.1. Naturalne i sztuczne radionuklidy w œrodowisku przyrodniczym . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 

5.3.2. Sp³yw radionuklidów ze zlewiska Morza Ba³tyckiego . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116 

5.3.3. Sp³yw radionuklidów z dorzeczy Wis³y, Odry i rzek Przymorza . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117 

Dodatek 1. S³ownik terminów i pojêæ (do rozdzia³ów 5.3 i 10) – Bogdan Skwarzec . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 124 

5.4. Naturalna migracja wg³êbnych wêglowodorów p³ynnych i gazowych w osady denne i wody – Ryszard Wagner . . . 125 

5.4.1. Migracja wêglowodorów wg³êbnych przez strefy dyslokacyjne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126 

5.4.2. Migracja wêglowodorów wg³êbnych przez strefy wyklinowañ kompleksów osadowych . . . . . . . . . . . . . 135 

5.5. Drena¿ wód podziemnych w basenie Morza Ba³tyckiego – Miros³aw Lidzbarski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 138 

5.5.1. Czynniki kszta³tuj¹ce podmorski drena¿ wód podziemnych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 139 

5.5.2. Strefy drena¿u wód podziemnych w osadach dennych po³udniowego Ba³tyku . . . . . . . . . . . . . . . . . 142 

5.6. Bojowe œrodki truj¹ce oraz wraki na dnie Ba³tyku – Jerzy Bola³ek, Dorota Burska, Beata Dudziñska-Huczuk . . . . . 146 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155 

Rozdzia³ 6. Sk³adniki g³ówne osadów Morza Ba³tyckiego – Szymon Uœcinowicz, Krzysztof Soko³owski . . . . . . . . . . 164 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171 

Rozdzia³ 7. Wêgiel organiczny i substancje biogeniczne w osadach Morza Ba³tyckiego . . . . . . . . . . . . . . . . . . 

7.1. Czynniki kszta³tuj¹ce zawartoœæ wêgla organicznego i substancji biogenicznych w osadach – Bo¿ena Graca, 

172 

Dorota Burska . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172 

7.2. Wêgiel organiczny – Dorota Burska . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 175 

7.2.1. Obieg wêgla w œrodowisku morskim . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 175 

7.2.2. Rozmieszczenie wêgla organicznego we wspó³czesnych osadach powierzchniowych Morza Ba³tyckiego . . . . 176 

7.3. Fosfor – Bo¿ena Graca, Jerzy Bola³ek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 187 

7.3.1. Obieg fosforu w osadach dennych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 187 

7.3.2. Rozmieszczenie fosforu w osadach i wodach interstycjalnych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 187 

7.4. Azot – Bo¿ena Graca, Dorota Burska, Jerzy Bola³ek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197 

7.4.1. Obieg azotu w osadach dennych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197 

7.4.2. Rozmieszczenie azotu w osadach Ba³tyku . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199 

6 

Spis treœci

Spis treœci 

7.5. Krzemionka biogeniczna – Dorota Burska, Jerzy Bola³ek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205 

7.5.1. Obieg krzemu w œrodowisku morskim . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 

7.5.2. Zmiennoœæ zawartoœci krzemionki biogenicznej we wspó³czesnych osadach powierzchniowych 

205 

Morza Ba³tyckiego . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 206 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 209 

Rozdzia³ 8. Pierwiastki œladowe w osadach Morza Ba³tyckiego – Szymon Uœcinowicz, Piotr Szefer, Krzysztof Soko³owski . . 214 

8.1. Pierwiastki œladowe w powierzchniowej warstwie osadów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 217 

8.2. Pierwiastki œladowe w profilu pionowym osadów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 

Dodatek 2. Geologiczny i geochemiczny monitoring dna Zatoki Gdañskiej – Jan Ebbing, Cees Laban, 

234 

Szymon Uœcinowicz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 245 

Dodatek 3. Projekt MASS – Ocena i monitoring œrodowiska morskiego Basenu Gdañskiego – Szymon Uœcinowicz, 

John Ridgway, Cees Laban . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249 

8.3. Znormalizowane wartoœci pierwiastków œladowych w osadach powierzchniowych . . . . . . . . . . . . . . . . . . 252 

Dodatek 4. Normalizacja danych geochemicznych – Szymon Uœcinowicz, Piotr Szefer, Krzysztof Soko³owski . . . . . . . 256 

8.4. WskaŸniki zanieczyszczeñ osadów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 259 

8.5. Rozmieszczenie pierwiastków w osadach w œwietle wyników analizy chemometrycznej . . . . . . . . . . . . . . . 262 

8.5.1. Rozmieszczenie pierwiastków w osadach powierzchniowych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 263 

8.5.2. Rozmieszczenie pierwiastków w profilu pionowym osadów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 270 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 272 

Rozdzia³ 9. Trwa³e zanieczyszczenia organiczne w osadach Morza Ba³tyckiego – Izabela Bojakowska, 

Szymon Uœcinowicz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 275 

9.1. Polichlorowane bifenyle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 276 

9.1.1. Polichlorowane bifenyle w powierzchniowej warstwie osadów mulisto-ilastych . . . . . . . . . . . . . . . . . . 276 

9.1.2. Polichlorowane bifenyle w profilu pionowym osadów mulisto-ilastych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 277 

9.2. Pestycydy chloroorganiczne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 279 

9.3. Dioksyny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 280 

Dodatek 5. Dioksyny w osadach polskiej strefy przybrze¿nej Morza Ba³tyckiego – El¿bieta Niemirycz . . . . . . . . . . 282 

9.4. Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 284 

9.4.1. Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne w powierzchniowej warstwie osadów mulisto-ilastych . . . . 284 

9.4.2. Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne w profilu pionowym osadów mulisto-ilastych . . . . . . . 285 

9.4.3. Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne w osadach po³udniowego Ba³tyku . . . . . . . . . . . . . . . 286 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289 

Rozdzia³ 10. Radionuklidy w osadach i organizmach dennych – Bogdan Skwarzec . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292 

10.1. Radionuklidy w osadach dennych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292 

10.2. Radionuklidy w organizmach dennych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 299 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 306 

Rozdzia³ 11. Sk³ad chemiczny wód interstycjalnych – Jerzy Bola³ek, Bo¿ena Graca, Dorota Burska . . . . . . . . . . . . 309 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 318 

7

Spis treœci 

Rozdzia³ 12. Gazy w osadach Morza Ba³tyckiego – Jerzy Bola³ek, Dorota Burska, Bo¿ena Graca . . . . . . . . . . . . . 320 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 324 

Rozdzia³ 13. Transformacja zawiesiny w œrodowisku morskim i procesy wymiany sk³adników 

na granicy woda morska–osad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 326 

13.1. Wêgiel i substancje biogeniczne w zawiesinie – Dorota Burska, Bo¿ena Graca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 326 

13.1.1. Zawiesina w œrodowisku morskim . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 326 

13.1.2. Rozmieszczenie zawiesiny w Ba³tyku . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 327 

13.2. Wymiana substancji biogenicznych na granicy wody z osadem – Bo¿ena Graca, Jerzy Bola³ek . . . . . . . . . . . 334 

13.2.1. Czynniki kszta³tuj¹ce wymianê fosforu i azotu w strefie kontaktu wody z osadem dennym . . . . . . . . . . 334 

13.2.2. Regionalne i sezonowe zmiany strumieni wymiany fosforu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 336 

13.2.3. Regionalne i sezonowe zmiany strumieni wymiany azotu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 337 

13.2.4. Regionalne i sezonowe zmiany tempa denitryfikacji . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 339 

13.2.5. Znaczenie przemian azotu i fosforu w osadach . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 339 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 342 

Rozdzia³ 14. Wp³yw zanieczyszczeñ na organizmy bytuj¹ce w Ba³tyku – Piotr Szefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 346 

Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 348 

Rozdzia³ 15. Kilka uwag koñcowych – Szymon Uœcinowicz, Jerzy Bola³ek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 350 

Indeks rzeczowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 353

Morze Ba³tyckie jest stosunkowo p³ytkie i ma³e, o ograniczonej 

wymianie wód przez w¹skie i p³ytkie Cieœniny 

Duñskie. Powierzchnia morza jest oko³o czterokrotnie 

mniejsza od powierzchni jego zlewiska, które nale¿y do 

dziewiêciu wysoko uprzemys³owionych pañstw: Danii, 

Niemiec, Polski, Litwy, £otwy, Estonii, Rosji, Finlandii 

i Szwecji. W obszarze tym ¿yje oko³o 85 milionów ludzi. 

Takie uwarunkowania sprawiaj¹, ¿e ka¿da ingerencja 

w œrodowisko morskie – rybo³ówstwo, ¿egluga, zrzut 

œcieków komunalnych i przemys³owych – ale równie¿ ta 

zwi¹zana z eksploatacj¹ i zagospodarowaniem dna, ma 

wp³yw na delikatn¹ równowagê ekologiczn¹ morza. 

Zainteresowanie dnem Morza Ba³tyckiego wzrasta z roku 

na rok. Ze z³ó¿ pod nim wystêpuj¹cych eksploatuje siê 

ropê naftow¹ i gaz ziemny, a z jego powierzchni wydobywa 

siê coraz wiêksze iloœci piasku i ¿wiru. Na dnie k³adzione 

s¹ ruroci¹gi, kable energetyczne i telekomunikacyjne, 

stawiane s¹ elektrownie wiatrowe. Na wybrze¿u 

powstaj¹ porty, kolektory œciekowe, mola spacerowe, 

przystanie rybackie, a tak¿e budowane s¹ podziemne magazyny 

wêglowodorów. Planuje siê te¿ sk³adowanie dwutlenku 

wêgla w podmorskich formacjach skalnych. 

Do morza z wielu Ÿróde³: rzekami, z powietrza, z portów 

i miast nadbrze¿nych oraz ze statków docieraj¹ ró¿nego 

rodzaju zanieczyszczenia. Wp³ywaj¹ one przede 

wszystkim na stan wód ba³tyckich, ale ostatecznie gromadz¹ 

siê w osadach dennych. Na dnie morskim zalega 

równie¿ wiele niebezpiecznych odpadów, od amunicji 

konwencjonalnej i chemicznej zatopionej po II wojnie 

œwiatowej do sk³adowisk urobku z prac pog³êbiarskich 

prowadzonych w portach i na ich torach podejœciowych. 

Rozdzia³ 1 

WPROWADZENIE 

Globalne zmiany klimatu wp³ywaj¹ te¿ na warunki hydrologiczne 

Morza Ba³tyckiego. Ocieplenie znajduje odzwierciedlenie 

we wzroœcie temperatury wód powierzchniowych 

latem i zmniejszeniu siê zasiêgu pokrywy lodowej 

w zimie. Temperatura wód w du¿ym stopniu determinuje 

wielkoœæ produkcji pierwotnej. W ostatnich dekadach 

uleg³a równie¿ radykalnym zmianom czêstoœæ i intensywnoœæ 

wlewów wód oceanicznych do Ba³tyku. Wlewy te 

odgrywa³y i odgrywaj¹ kluczow¹ rolê w kszta³towaniu jego 

stanu ekologicznego. Zmniejszenie siê czêstotliwoœci 

wlewów natlenionych wód s³onych z Morza Pó³nocnego 

prowadzi do deficytu tlenowego i pojawienia siê siarkowodoru 

w wodach przydennych w wielu basenach g³êbokowodnych. 

Wspólne oddzia³ywanie tych zmian sprawia, ¿e 

równowaga ró¿nych elementów naturalnego œrodowiska 

morskiego mo¿e bardzo ³atwo ulec zaburzeniu zarówno 

przez czynniki naturalne, jak i antropogeniczne. 

Wszystko to decyduje, ¿e aby prawid³owo zarz¹dzaæ 

i gospodarowaæ obszarami morskimi, w tym zasobami 

dna morskiego, potrzebna jest szczegó³owa wiedza o budowie 

geologicznej, charakterze pokrywy osadowej oraz 

procesach zachodz¹cych w osadach powierzchniowych. 

Do lat osiemdziesi¹tych XX wieku prowadzono g³ównie 

badania wód Ba³tyku i monitorowano zachodz¹ce w nich 

zmiany. Osadom dennym, szczególnie ich geochemii, 

poœwiêcano mniej uwagi. Od tego czasu zagadnienia dotycz¹ce 

geochemii osadów sta³y siê przedmiotem licznych 

badañ i publikacji, jednak nie ma opracowania podsumowuj¹cego 

wiedzê w tym zakresie. 

Lukê tê ma wype³niæ przekazywana w rêce Czytelników 

monografia, stanowi¹ca kompilacjê najnowszych 

9

danych zaczerpniêtych z ró¿nych Ÿróde³, popartych doœwiadczeniami 

autorów z Pañstwowego Instytutu Geologicznego, 

Instytutu Oceanografii i Wydzia³u Chemii 

Uniwersytetu Gdañskiego oraz Gdañskiego Uniwersytetu 

Medycznego. Jednym z wa¿niejszych Ÿróde³ informacji 

o sk³adzie chemicznym osadów Morza Ba³tyckiego 

by³y dane uzyskane w ramach miêdzynarodowego projektu 

„Baltic Sea Sediment Baseline Study”, przeprowadzonego 

w latach 1993–1996 pod auspicjami Komisji 

Helsiñskiej (HELCOM – Komisja Ochrony Œrodowiska 

Obszaru Morskiego Ba³tyku) i Miêdzynarodowej Rady 

Badañ Morza (ICES). 

W czerwcu 1993 roku odby³ siê rejs badawczy na r/v 

Aranda, podczas którego pobrano rdzenie osadów na stacjach 

ze wszystkich g³ównych basenów sedymentacyjnych 

Morza Ba³tyckiego (fig. 1.1). Pobór rdzeni na ka¿dej 

stacji by³ poprzedzony szczegó³owym sondowaniem przy 

u¿yciu echosond pracuj¹cych na czêstotliwoœciach 100 

i 12–15 kHz, co pozwoli³o na rozpoznanie rzeŸby dna oraz 

10 

Wprowadzenie 

mi¹¿szoœci i sposobu zalegania osadów mulisto-ilastych. 

Przed poborem rdzeni obraz dna morskiego by³ równie¿ 

rejestrowany za pomoc¹ kamery TV. Sonda Gemini, konstrukcji 

L. Niemistö, umo¿liwia³a pobór dwóch równoleg³ych 

rdzeni o œrednicy 800 mm i d³ugoœci do 50 cm 

(fig. 1.2). Na ka¿dej stacji pobierano kilka rdzeni, z których 

ka¿dy by³ od razu dzielony na 1 cm plastry, a nastêpnie 

przechowywany w g³êbokim zamro¿eniu. 

Analizy sk³adu chemicznego zosta³y wykonane w wybranych, 

akredytowanych laboratoriach, które zapewni³y 

du¿¹ dok³adnoœæ i powtarzalnoœæ wyników oznaczeñ. 

Ca³kowita zawartoœæ metali (roztwarzanie ca³kowite) zosta³a 

oznaczona w laboratoriach Urzêdu Federalnego ¯eglugi 

Morskiej i Hydrografii (Bundesamt für Seeschiffahrt 

und Hydrographie – BSH) i Fiñskim Instytucie Badañ 

Morza (Finnish Institute of Marine Research – FIRM). 

Oznaczenia wêgla organicznego (TOC), fosforu i azotu 

wykonano w laboratoriach Wydzia³u Geologii i Geofizyki 

Uniwersytetu Sztokholmskiego, BSH i FIRM. Zawartoœci 

Fig. 1.1. Lokalizacja stacji badawczych projektu „Baltic Sea Sediment Baseline Study”

polichlorowanych bifenyli (PCB) oraz wielopierœcieniowych 

wêglowodorów aromatycznych (WWA) oznaczono 

na Wydziale Zoologii Uniwersytetu Sztokholmskiego. 

Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut 

Badawczy (PIG-PIB) uczestniczy³ zarówno w pracach 

grupy roboczej przygotowuj¹cej projekt, jak i w pracach 

rejsowych oraz w opracowaniu wyników. W laboratoriach 

PIG-PIB wykonano analizy uziarnienia i sk³adu mineralnego 

osadów. Wyniki projektu by³y publikowane 

przez poszczególnych uczestników, m.in. Carman (1998), 

Leivuori (1998), Vallius i Leivuori (1999), Jonsson (2000), 

Leivuori i in. (2000), Perttilä red. (2003). 

Wyniki uzyskane w projekcie reprezentuj¹ stan z roku 

1993. Jest to do dziœ najpe³niejszy i najbardziej spójny 

zbiór informacji o sk³adzie chemicznym osadów powierzchniowych 

Morza Ba³tyckiego, bêd¹cy podstaw¹ i punktem 

odniesienia do dalszych badañ. 

W niniejszej monografii wyniki projektu pos³u¿y³y 

do przedstawienia zró¿nicowania w powierzchniowej 

warstwie osadów (0–1 cm) oraz zmiennoœci w profilu 

Wprowadzenie 

a b 

Fig. 1.2. Prace przy poborze próbek na pok³adzie r/v Aranda; sonda Gemini przygotowana do poboru rdzeni (a) 

oraz po poborze rdzeni (b) 

pionowym zawartoœci poszczególnych pierwiastków i innych 

substancji w ca³ym Morzu Ba³tyckim, co da³o doskona³e 

t³o dla bardziej szczegó³owych rozwa¿añ dotycz¹cych 

geochemii osadów powierzchniowych po³udniowej 

czêœci Ba³tyku. 

Przedstawienie szerokiego zakresu zagadnieñ zwi¹zanych 

z geochemi¹ osadów dna polskiej czêœci Ba³tyku 

by³o mo¿liwe dziêki wieloletnim badaniom prowadzonym 

w krajowych instytutach naukowych i uczelniach wy¿szych. 

Badania te by³y finansowane zarówno ze œrodków 

krajowych, m.in. przez Ministerstwo Œrodowiska, Narodowy 

Fundusz Ochrony Œrodowiska i Gospodarki Wodnej 

(NFOŒiGW) czy Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wy¿szego 

(MNiSzW), jak i w ramach projektów miêdzynarodowych 

finansowanych ze œrodków Unii Europejskiej 

czy grantów NATO. 

Podstawowy obraz kartograficzny zawartoœci substancji 

chemicznych w osadach powierzchniowych uzyskany 

zosta³ dziêki dwóm projektom sfinansowanym przez 

NFOŒiGW: „Atlas geochemiczny po³udniowego Ba³ty- 

11

ku” (1994) oraz „Rozpoznanie i wizualizacja budowy 

geologicznej Zatoki Gdañskiej dla potrzeb gospodarowania 

zasobami naturalnymi” (2007), zrealizowanym przez 

Oddzia³ Geologii Morza PIG-PIB. Wiele informacji 

szczegó³owych o zale¿noœciach rozmieszczenia substancji 

chemicznych w osadach i o procesach geochemicznych 

zebrano podczas opracowywania grantów miêdzynarodowych 

i krajowych. Do wa¿niejszych projektów 

obejmuj¹cych ca³oœæ polskich obszarów morskich nale- 

¿a³ grant Komitetu Badañ Naukowych (KBN) „Ocena 

globalnych zmian warunków ekologicznych Ba³tyku Po- 

³udniowego wywo³anych zanieczyszczeniami metalicznymi 

na tle innych akwenów œwiatowych”, zrealizowany 

w Gdañskim Uniwersytecie Medycznym jako czêœæ sk³adowa 

miêdzynarodowego programu LOICZ. Szczegó- 

³owych danych o geochemii osadów zalewów Wiœlanego 

i Szczeciñskiego dostarczy³y wyniki dwóch grantów 

NATO: „Heavy-metal pollution in the Vistula Lagoon, Poland” 

i „Heavy-metal pollution in the sediments of Szczecin 

Lagoon”, zrealizowanych tak¿e w Gdañskim Uniwersytecie 

Medycznym. Z kolei Instytut Oceanografii 

Uniwersytetu Gdañskiego zrealizowa³ szereg programów 

badawczych finansowanych przez MNiSzW, których wyniki 

zosta³y zaprezentowane w niniejszej monografii. Do 

wa¿niejszych nale¿¹: „Atmosferyczny dop³yw zwi¹zków 

azotu, fosforu i ¿elaza w œwietle eutrofizacji Basenu 

Gdañskiego”, „Zwi¹zki karcynogenne i neurotoksyczne 

w aerozolach we wdychanym powietrzu w pobli¿uiwoddaleniu 

od emiterów zanieczyszczeñ” oraz „Formy fosforu 

w osadach Zatoki Gdañskiej”. Badania szczegó³owe 

nastawione na wdro¿enie monitoringu geochemicznego 

osadów prowadzi³ te¿ Pañstwowy Instytut Geologiczny- 

-Pañstwowy Instytut Badawczy. By³y to: projekt polsko- 

-holenderski „Geologiczny i geochemiczny monitoring 

dna Zatoki Gdañskiej” (1994) oraz polsko-brytyjsko-holendersko-litewski 

projekt w ramach programu INCO- 

-Copernicus „Ocena i monitoring œrodowiska morskiego 

Basenu Gdañskiego” (1998). 

W monografii najwiêcej uwagi poœwiêcono obszarowi 

dna morskiego i osadom w obrêbie polskiej czêœci Ba³tyku. 

Wszystkie kwestie starano siê jednak przedstawiæ na 

tle ca³ego Morza Ba³tyckiego. 

Zagadnienia dotycz¹ce geochemii osadów morskich 

zosta³y poprzedzone informacjami o œrodowisku przyrodniczym 

oraz gospodarczym wykorzystaniu obszaru 

12 

Wprowadzenie 

morskiego i jego zlewiska. Przedstawiono charakterystykê 

budowy geologicznej oraz gleb i osadów rzecznych 

zlewiska. Podano podstawowe dane o warunkach hydrologicznych 

kszta³tuj¹cych œrodowisko sedymentacyjne 

Morza Ba³tyckiego oraz o budowie geologicznej i osadach 

dna. Omówiono drogi dop³ywu substancji chemicznych 

do Morza Ba³tyckiego, ich iloœæ i rodzaj. Zawarte 

w tych rozdzia³ach zagadnienia dadz¹ czytelnikowi dobre 

przygotowanie do zrozumienia z³o¿onoœci przyczyn 

przestrzennego zró¿nicowania wystêpowania poszczególnych 

sk³adników w osadach powierzchniowych oraz 

procesów w nich zachodz¹cych. W kolejnych rozdzia- 

³ach przedstawiono szczegó³owe dane o zawartoœci i rozmieszczeniu 

ró¿nych substancji we wspó³czesnych osadach 

powierzchniowych, poczynaj¹c od sk³adników g³ównych, 

poprzez wêgiel organiczny i substancje biogenne, 

pierwiastki œladowe i trwa³e zanieczyszczenia organiczne, 

po radionuklidy. W ostatnich rozdzia³ach scharakteryzowano 

problemy dotycz¹ce wód interstycjalnych i gazów 

w osadach oraz transformacji zawiesiny w œrodowisku 

morskim. 

Intencj¹ autorów by³o zaprezentowanie wyników badañ 

geochemicznych osadów Morza Ba³tyckiego prowadzonych 

w ostatnich dekadach. Wiele zagadnieñ zwi¹zanych 

ze sk³adem chemicznym osadów i procesami geochemicznymi, 

wa¿nych dla stanu ekologicznego œrodowiska 

morskiego, zosta³o ju¿ poznanych. Niema³o pytañ 

jednak ci¹gle czeka na odpowiedŸ, a w miarê postêpu badañ 

i wiedzy rodz¹ siê równie¿ nowe. Autorzy maj¹ nadziejê, 

¿e niniejsza publikacja bêdzie s³u¿yæ nastêpnym 

pokoleniom pracowników naukowych i entuzjastów nauk 

o Ziemi, motywuj¹c ich do dalszych badañ i u³atwiaj¹c 

interpretacjê uzyskiwanych wyników. 

Redaktor oraz autorzy monografii serdecznie dziêkuj¹ 

dr Mirja Leivuori oraz dr Matti Perttilä za udostêpnienie 

wyników analiz projektu „Baltic Sea Sediment Baseline 

Study”, co bardzo u³atwi³o pracê nad niniejsz¹ publikacj¹ 

i znacznie wzbogaci³o jej treœæ. 

Pani Przewodnicz¹cej Komisji Helsiñskiej Gabrieli 

Lindholm i Pani Sekretarz Wykonawczy Komisji Helsiñskiej 

Annie Brusendorff podziêkowania za udostêpnienie 

danych z Baltic Sea Environmental Proceedings z lat 

1989–2010.

Rozdzia³ 2 

ZLEWISKO MORZA BA£TYCKIEGO 

2.1. Morze Ba³tyckie, jego po³o¿enie, podzia³ oraz zlewisko 

Ba³tyk jest morzem wewn¹trzkontynentalnym, ze 

wszystkich stron otoczonym przez l¹dy. Od pó³nocnego 

zachodu s¹ to obszary Skandynawii, a od po³udnia 

i wschodu — niziny œrodkowej i wschodniej Europy. 

Z Morzem Pó³nocnym ³¹cz¹ go w¹skie i p³ytkie Cieœniny 

Duñskie. Powierzchnia Morza Ba³tyckiego wraz z tymi 

cieœninami, tj. Morzem Be³tów i Sundem oraz Kattegatem, 

zajmuje oko³o 418 500 km 2 . 

Zgodnie z podzia³em stosowanym przez Komisjê Helsiñsk¹, 

w obrêbie Morza Ba³tyckiego, ze wzglêdu na warunki 

hydrograficzne i ukszta³towanie linii brzegowej, 

wyró¿nia siê nastêpuj¹ce regiony: Zatoka Botnicka, Morze 

Botnickie, Morze Archipelagowe, Zatoka Fiñska, Zatoka 

Ryska, Ba³tyk W³aœciwy, Morze Be³tów, Sund i Kattegat 

(fig. 2.1). 

Urozmaicone ukszta³towanie dna Morza Ba³tyckiego 

decyduje o jego podziale na szereg basenów i g³êbi, rozdzielonych 

przez wyniesienia i progi. W po³udniowej 

czêœci Ba³tyku W³aœciwego wyró¿nia siê: Basen Arkoñski 

(maks. g³êb. 53 m), Basen Bornholmski (105 m) 

i Basen Gdañski (107 m). Basen Bornholmski ³¹czy siê 

z Basenem Gdañskim poprzez Rynnê S³upsk¹ (95 m). 

W pó³nocnej czêœci Ba³tyku W³aœciwego znajduj¹ siê: 

Basen Wschodniogotlandzki (243 m), Basen Zachodniogotlandzki, 

w którego pó³nocnej czêœci wystêpuje, 

bêd¹ca najwiêkszym zag³êbieniem Morza Ba³tyckiego, 

G³êbia Landsort (459 m) oraz Basen Pó³nocnocentralny 

(200 m). 

Obszary morskie Rzeczpospolitej Polskiej zajmuj¹ 

30 600 km 2 , co odpowiada 10% powierzchni l¹dowej Polski. 

W ich sk³ad wchodz¹: wody wewnêtrzne (zachodnia 

czêœæ Zatoki Gdañskiej z Zatok¹ Puck¹ i Zalewem Puckim 

– Wewnêtrzna Zatoka Pucka, Zalew Wiœlany oraz Zalew 

Szczeciñski), pas morza terytorialnego o szerokoœci 12 mil 

morskich oraz Wy³¹czna Strefa Ekonomiczna, rozci¹gaj¹ca 

siê od wód terytorialnych po granice rozdzielaj¹ce Ba³tyk 

miêdzy Polskê i kraje s¹siednie: Niemcy, Daniê, Szwecjê 

i Rosjê (fig. 2.2). 

W po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego, pomiêdzy 

wybrze¿em a sk³onami basenów g³êbokowodnych, 

dno morskie obni¿a siê ³agodnie do g³êbokoœci ok. 

30–40 m. W obszarze tym wystêpuj¹ wyniesienia dna nazywane 

³awicami: Odrzana, Orla, Rönne, S³upska i Stilo. 

Ponadto na pó³noc od Rynny S³upskiej le¿¹ Po³udniowa 

£awica Œrodkowa i Pó³nocna £awica Œrodkowa. Dalej 

w kierunku pó³nocnym, wokó³ Gotlandii, le¿¹ ³awice: 

Hoburgs, Klints i Sandö. 

Zlewisko Morza Ba³tyckiego ma powierzchniê oko³o 

1 748 300 km 2 , czyli ponad cztery razy wiêksz¹ od powierzchni 

samego morza. Zarówno morze, jak i jego zlewisko 

rozci¹gaj¹ siê w kierunku pó³noc–po³udnie. Rozci¹g- 

³oœæ po³udnikowa Ba³tyku pomiêdzy równole¿nikami 

53°95’N w Zatoce Pomorskiej a 65°46’N na pó³nocnych 

wybrze¿ach Zatoki Botnickiej wynosi oko³o 1300 km, a zlewiska 

– 2300 km od Karpat na po³udniu po pó³nocn¹ czêœæ 

Gór Skandynawskich poza ko³em podbiegunowym na 

13

14 

Zlewisko Morza Ba³tyckiego 

Fig. 2.1. Podzia³ Morza Ba³tyckiego na regiony hydrograficzne i g³ówne baseny sedymentacyjne

pó³nocy (fig. 2.3). Odleg³oœci w kierunku wschód–zachód 

pomiêdzy granicami zlewiska, jak i wybrze¿ami morza s¹ 

mniejsze. W kierunku równole¿nikowym obszar Morza 

Ba³tyckiego dochodzi maksymalnie do po³udników 10° 

i 30°E. Na ogó³ jednak jego szerokoœæ jest znacznie mniejsza 

i na przyk³ad w czêœci po³udniowej, pomiêdzy Jutlandi¹ 

a wybrze¿em litewskim, wynosi oko³o 750 km, 

a w czêœci œrodkowej, pomiêdzy Sztokholmem a Sankt 

Petersburgiem, oko³o 650 km. W najwê¿szych miejscach, 

w rejonie Wysp Alandzkich, szerokoœæ morza dochodzi do 

180 km, a w rejonie archipelagu Kverken, pomiêdzy miastami 

Vaasa i Umeå, zaledwie do oko³o 100 km. Rozci¹g³oœæ 

równole¿nikowa zlewiska jest tylko nieznacznie 

wiêksza i mieœci siê miêdzy po³udnikami 8° a 38°E. 

Na pó³nocnym zachodzie granice zlewiska Morza 

Ba³tyckiego wyznaczaj¹ Góry Skandynawskie, a na po³udniu 

– Sudety i zachodnia czêœæ Karpat. Od zachodu 

i po³udniowego zachodu, wschodu i pó³nocnego wschodu 

obszar zlewiska ograniczony jest g³ównie przez kulminacje 

wzniesieñ morenowych, zwi¹zanych ze zlodowaceniami 

plejstoceñskimi. Budowa geologiczna sprawia, 

¿e zdecydowana wiêkszoœæ to obszary nizinne, do 

Morze Ba³tyckie, jego po³o¿enie, podzia³ oraz zlewisko 

Fig. 2.2. Obszary morskie Rzeczpospolitej Polskiej 

200 m n.p.m. Tereny w przedziale wysokoœci od 0 do 

50 m zajmuj¹ 17,4% powierzchni zlewiska, od 50 do 

100 m – 19,1%, a od 100 do 200 m – 35,1%. Wy¿yny wystêpuj¹ 

g³ównie w po³udniowej Polsce (Ma³opolska i Lubelska), 

w pó³nocno-zachodniej Finlandii (Maanselkä) 

i w pó³nocnej Szwecji (Norrland). Mniejsze obszary wy- 

¿ynne znajduj¹ siê na wschodnim Pomorzu, w pó³nocnej 

Bia³orusi, w zachodniej Rosji (Wy¿yna Wa³dajska) 

i w po³udniowej Szwecji (Småland). Na wysokoœci od 

200 do 300 m po³o¿onych jest 13,3%, a od 300 do 500 m – 

8,5% powierzchni zlewiska. Tereny górskie le¿¹ce na 

wysokoœci od 500 do 1000 m zajmuj¹ 5,9%, a od 1000 do 

2655 m – 0,7%. Najwy¿sze szczyty znajduj¹ce siê na 

granicach zlewiska Morza Ba³tyckiego to Kebnekaise 

(2117 m) w Górach Skandynawskich, Œnie¿ka (1605 m) 

w Sudetach i Gerlach (2655 m) w Tatrach. 

Zlewisko Morza Ba³tyckiego charakteryzuje siê obecnoœci¹ 

bardzo du¿ej liczby jezior, przewa¿nie o genezie 

polodowcowej. Wystêpuj¹ tu najwiêksze jeziora Europy: 

£adoga i Onega. Szczególnie du¿¹ jeziornoœci¹ wyró¿nia 

siê obszar Finlandii. Liczne s¹ równie¿ tereny podmok³e 

i bagna. Najwiêkszymi rzekami wpadaj¹cymi do Morza 

15

16 


Fig. 2.3. Orografia i hydrografia zlewiska Morza Ba³tyckiego 

(granice zlewiska oznaczono czarn¹ lini¹)

Ba³tyckiego s¹ Wis³a, Odra, Niemen (Nemunas), DŸwina 

(Daugava) i Newa. Odwadniaj¹ one po³udniowe i po³udniowo-wschodnie 

równiny, a ich dorzecza zajmuj¹ 

780 000 km 2 , czyli oko³o 50% powierzchni zlewiska. 

Rzeki te odprowadzaj¹ do morza 168 km 3 wód, co stanowi 

39% ogólnego odp³ywu do Ba³tyku. W po³udniowej 

i wschodniej czêœci zlewiska rzeki maj¹ przewa¿nie charakter 

rzek nizinnych, z szerokimi i czêsto zabagnionymi 

dolinami. Na pó³nocy i pó³nocnym zachodzie rzeki s¹ 

krótsze, maj¹ znacznie wiêksze spadki, a ich doliny s¹ 

zwykle niewiele szersze od koryt. W odró¿nieniu od rzek 

2.2. Zarys budowy geologicznej zlewiska Morza Ba³tyckiego 

Zlewisko Morza Ba³tyckiego znajduje siê w obrêbie 

trzech g³ównych jednostek geologiczno-strukturalnych. 

Najwiêksza czêœæ le¿y na prekambryjskiej platformie 

wschodnioeuropejskiej, mniejsza, po³udniowo-zachodnia, 

na paleozoicznej platformie zachodnioeuropejskiej, 

a po³udniowy skraj zlewiska nale¿y do karpackiego obszaru 

fa³dowañ alpejskich (fig. 2.4). 

W pó³nocnej czêœci zlewiska na powierzchni ods³ania 

siê fundament krystaliczny platformy prekambryjskiej, 

tworz¹c rozleg³¹ tarczê ba³tyck¹ zbudowan¹ z magmowych 

i metamorficznych ska³ prekambryjskich. Od rejonu 

jezior £adoga i Onega do pó³nocnych wybrze¿y Zatoki 

Botnickiej wystêpuj¹ najstarsze, archaiczne ska³y tarczy, 

datowane na 3,0–2,5 mld lat. S¹ to ró¿norodne gnejsy 

i migmatyty, a tak¿e dioryty, granodioryty i granity 

(Lundqvist, Bygghammar, 1994). W œrodkowej czêœci 

tarczy (pó³nocna i œrodkowa Szwecja oraz przewa¿aj¹cy 

obszar Finlandii) jest wyró¿niana tzw. prowincja swekokarelska, 

w której wystêpuj¹ ska³y proterozoiczne. W prowincji 

dominuj¹ granitoidy (1,9–1,6 mld lat). Ponadto 

w Laponii spotykane s¹ bazalty (2,5–2,0 mld lat) oraz 

nieco m³odsze kwarcyty, fyllity, ³upki mikowe i dolomity. 

Dla pozosta³ej czêœci prowincji typowe s¹ zmetamorfizowane 

ska³y osadowe i wulkaniczne (1,88–1,87 mld 

lat). Po³udniowo-zachodnia czêœæ tarczy, z³o¿ona z trzech 

jednostek ni¿szego rzêdu, ma bardziej skomplikowan¹ 

budowê geologiczn¹. W transskandynawskim pasie granitowo-porfirowym, 

ci¹gn¹cym siê od wyspy Oland ku 

NNW, oprócz granitów i porfirów s¹ spotykane gabra 

i dioryty, a lokalnie czerwone piaskowce jotnickie, po- 

Zarys budowy geologicznej zlewiska Morza Ba³tyckiego 

sp³ywaj¹cych do Ba³tyku z po³udnia i od wschodu, gdzie 

pokrywa osadów plejstoceñskich jest gruba, a w dolinach 

rzek zalegaj¹ równie¿ osady holoceñskie, rzeki pó³nocnej 

czêœci zlewiska p³yn¹ przez obszary o cienkiej pokrywie 

luŸnych osadów czwartorzêdowych, a czêsto po wychodniach 

starszego, litego pod³o¿a. 

Jak wynika z przedstawionych informacji, najwa¿niejszymi 

cechami orograficznymi zlewiska Morza Ba³tyckiego 

s¹: zdecydowana przewaga nizin i równin pokrytych 

osadami czwartorzêdowymi oraz wystêpowanie terenów 

wy¿ynnych i górskich jedynie na granicach zlewiska. 

przecinane bazaltowymi wulkanitami. Zachodnie wybrze- 

¿a Szwecji po³o¿one nad Kattegatem i po³udnie Norwegii 

zajmuje prowincja po³udniowo-zachodniej Skandynawii, 

w której dominuj¹ gnejsy (1,8–0,9 mld lat), a podrzêdnie 

wystêpuj¹ zmetamorfizowane ska³y osadowe i wulkaniczne. 

Nad Zatok¹ Hanö jest po³o¿ony region Blekinge, 

dla którego charakterystyczne s¹ kwarcyty i kwaœne ska³y 

wulkaniczne oraz gnejsy i granity. Ska³y wieku 1,8–1,7 mld, 

a w przypadku niektórych granitów 1,4–1,35 mld lat, s¹ poprzecinane 

dajkami dolerytowymi, datowanymi na oko³o 

0,9 mld lat (Lundqvist, Bygghammar, 1994). 

Od linii jezior £adoga i Onega poprzez po³udniowe 

wybrze¿a Szwecji do Cieœnin Duñskich pod³o¿e krystaliczne 

stopniowo obni¿a siê, na ogó³ z NE na SW. Powierzchnia 

fundamentu zmienia siê równie¿ w kierunku 

NW–SE, tworz¹c dwa obni¿enia: peryba³tyckie i podlasko-brzeskie, 

rozdzielone wyniesieniem mazursko-bia- 

³oruskim. W budowie geologicznej tych jednostek uczestniczy 

fundament krystaliczny i pokrywa platformowa naœladuj¹ca 

morfologiê pod³o¿a, z³o¿ona z kompleksu ediakarsko-staropaleozoicznego 

i dewoñsko-karboñskiego. Na 

kompleksach starszych niezgodnie spoczywaj¹ osady 

permsko-mezozoiczne, paleogeñsko-neogeñskie i czwartorzêdowe. 

Sedymentacja tych osadów jest zwi¹zana 

z rozwojem m³odszych jednostek strukturalnych i bêdzie 

scharakteryzowana w dalszej czêœci rozdzia³u. 

Obni¿enie peryba³tyckie rozci¹ga siê od Pomorza na 

po³udniowym zachodzie po Rygê na pó³nocnym wschodzie. 

Fundament krystaliczny w obrêbie tej jednostki obni¿a 

siê ku po³udniowemu zachodowi do oko³o 6–8 km 

17

18 


Fig. 2.4. Szkic strukturalno-tektoniczny obszaru zlewiska Morza Ba³tyckiego

w brze¿nej strefie platformy. Najstarszymi ska³ami wype³niaj¹cymi 

obni¿enie peryba³tyckie s¹ lokalnie wystêpuj¹ce 

zlepieñce i piaskowce arkozowe ediakaru, bêd¹ce 

osadami wielkich sto¿ków nap³ywowych (Jaworowski, 

1979). Kambr reprezentowany jest przez piaskowce i mu- 

³owce z domieszk¹ ska³ wêglanowych w górnej czêœci 

profilu. Ordowik tworz¹ ska³y wêglanowe z wk³adkami 

³upków, przy czym obserwuje siê od wschodu ku zachodowi 

przejœcie od facji wapiennej do ilastej. Sylur osi¹ga 

najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ, do 2000 m. Na pó³nocy i wschodzie 

wykszta³cony jest w facji wêglanowej, a na po³udniu 

– ilastej. Ska³y dewoñskie s¹ rozwiniête tylko we wschodniej 

czêœci obni¿enia, przewa¿nie jako s³abo zdiagenezowane 

piaskowce pochodzenia l¹dowego. Karbon wystêpuje 

tylko lokalnie w po³udniowej £otwie i pó³nocnej 

Litwie i jest reprezentowany przez i³y z dolomitami oraz 

margle przechodz¹ce ku górze w drobnoziarniste piaskowce 

z przewarstwieniami i³ów (Winterhalter i in., 

1981; Blazhchishin i in., 1982). 

Wyniesienie mazursko-bia³oruskie, o rozci¹g³oœci 

WSW–ENE, le¿y na po³udnie od obni¿enia peryba³tyckiego. 

Fundament krystaliczny jednostki wznosi siê od 

oko³o 1500 m na po³udniu do oko³o 100 m p.p.m. na 

pó³nocy, na terytorium Bia³orusi. Jednostka ta na znacznym 

obszarze pozbawiona jest osadów staropaleozoicznych, 

a bezpoœrednio na ska³ach prekambru spoczywaj¹ 

utwory triasu lub jury (Stupnicka, 1989; Mizerski, 2004). 

Jedynie na obrze¿ach wyniesienia wystêpuje kompleks 

ediakarsko-staropaleozoiczny. 

Obni¿enie podlasko-brzeskie jest po³o¿one na po³udnie 

od wyniesienia mazursko-bia³oruskiego. Oœ jednostki 

ma przebieg prawie równole¿nikowy. Fundament krystaliczny 

obni¿a siê od kilkuset metrów na wschodzie do 

oko³o 4000 m w pobli¿u Wis³y. Na najstarsz¹ czêœæ pokrywy 

platformowej sk³ada siê g³ównie kompleks ska³ 

detrytycznych i wulkanicznych ediakaru. Kambr reprezentuje 

monotonna szelfowa seria piaskowcowo-mu³owcowa, 

osi¹gaj¹ca 700 m mi¹¿szoœci. Dla ordowiku i syluru 

charakterystyczne s¹ ró¿norodne litofacje wêglanowe, 

margliste i ilaste, zwi¹zane z rozwojem zbiornika morskiego. 

Mi¹¿szoœæ osadów ordowiku wynosi kilkadziesi¹t 

metrów, a syluru przekracza 1200 m. Na utworach 

starszych niezgodnie le¿y kompleks dewoñsko-karboñski, 

pociêty ¿y³ami diabazów. 

Na po³udniowym zachodzie prekambryjska platforma 

wschodnioeuropejska graniczy poprzez strefê uskokow¹ 

Zarys budowy geologicznej zlewiska Morza Ba³tyckiego 

Teisseyre’a-Tornquista (TTZ) z paleozoiczn¹ platform¹ 

zachodnioeuropejsk¹. W strefie TTZ fundament krystaliczny, 

potrzaskany licznymi uskokami, gwa³townie obni¿a 

siê od 5–6 do 10–12 km. Pod³o¿e platformowe tworz¹ 

pofa³dowane osady dolnego paleozoiku odznaczaj¹ce siê 

du¿ymi mi¹¿szoœciami. S¹ one przykryte kompleksem dewoñsko-karboñskim, 

ujêtym w system bloków, rowów 

i zrêbów tektonicznych. Ewolucja strukturalna i wiek deformacji 

tektonicznych s¹ od lat dyskutowane w literaturze 

problemu (vide Mizerski, 2009). Generalnie, na pó³nocy 

obszaru i wzd³u¿ krawêdzi platformy prekambryjskiej 

ci¹gnie siê strefa kaledonidów, a po³udniowo-zachodnia 

czêœæ obszaru nale¿y do struktur waryscyjskich. 

Struktury paleozoiczne ods³aniaj¹ siê na powierzchni 

w obrêbie trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich 

oraz w Sudetach, po³o¿onych na po³udniowo-zachodnim 

skraju zlewiska Ba³tyku, a tak¿e w Górach Skandynawskich, 

na pó³nocno-zachodnim krañcu zlewiska. Na pozosta³ym 

obszarze platformy paleozoicznej, jak równie¿ 

na prekambryjskiej platformie wschodnioeuropejskiej 

utwory paleozoiczne przykrywa kompleks permsko-mezozoiczny. 

G³ówn¹ jednostk¹ strukturaln¹ tego kompleksu 

jest basen duñsko-polski (bruzda duñsko-polska), 

w którym przez perm i mezozoik (a¿ do dolnego paleocenu) 

gromadzi³y siê morskie i l¹dowe osady okruchowe 

i wêglanowe. Mi¹¿szoœæ serii ska³ osadowych na terenie 

Polski siêga miejscami 10 000 m. W czêœci basenu le¿¹cej 

w zlewisku Morza Ba³tyckiego znajduje siê Jutlandia, Meklemburgia 

i zachodnia Polska. G³êbokie zatoki w ró¿nych 

fazach rozwoju zbiornika siêga³y na obszary pó³nocnej 

i wschodniej Polski, Litwy i £otwy, po³o¿one na prekambryjskiej 

platformie wschodnioeuropejskiej. 

We wczesnym permie powsta³y pokrywy wulkaniczne, 

wœród których wystêpuj¹ osady okruchowe sedymentacji 

l¹dowej, wykszta³cone w facji czerwonego sp¹gowca. 

Z sedymentacj¹ cechsztynu zwi¹zane s¹ cztery cyklotemy, 

które w pe³nym profilu zawieraj¹ nastêpuj¹ce po 

sobie osady: ilaste, wapienie i dolomity, gipsy i anhydryty, 

a w koñcu sole kamienne, potasowe i magnezowe. 

Najpe³niejszy profil cechsztynu wystêpuje w centralnej 

czêœci basenu, na obszarze zachodniej Polski. Mi¹¿szoœæ 

osadów przekracza tu 1600 m. Strefy brzegowe zbiornika 

zdominowane by³y przez facje okruchowe lub rafy mszywio³owo-glonowe. 

Trias le¿y przekraczaj¹co na osadach permu. Reprezentowany 

jest g³ównie przez klastyczne osady pstrego 

19

piaskowca, powstaj¹ce w p³ytkich rozlewiskach, morskie 

utwory wapienia muszlowego oraz aluwialne i limniczne 

osady kajpru. Mi¹¿szoœæ triasu na platformie paleozoicznej 

przekracza 2500 m. 

Sedymentacja w okresie jurajskim mia³a charakter cykliczny, 

zwi¹zany z ingresjami i regresjami zbiornika morskiego. 

Profil jury na platformie paleozoicznej sk³ada siê 

w dolnej czêœci przewa¿nie z klastycznych osadów œródl¹dowych: 

rzecznych, deltowych i jeziornych z kilkoma 

wk³adkami ilastych osadów morskich lub brakicznych. Ku 

górze profilu przechodz¹ one w morskie osady klastyczne 

z coraz wiêkszym udzia³em ska³ marglistych i ilastych. 

W póŸnej jurze przewa¿a³a sedymentacja wêglanowa. 

Kreda dolna jest rozwiniêta w klastycznych facjach 

mieszanego pochodzenia: morskiego i œródl¹dowego. 

W profilu kredy górnej wzrasta udzia³ morskich ska³ wêglanowych, 

reprezentowanych przez wapienie, margle, 

kredê pisz¹c¹, opoki i gezy. Mi¹¿szoœæ osadów kredy dolnej 

siêga miejscami kilkuset metrów, kredy górnej przekracza 

lokalnie nawet 2000 m. 

Szcz¹tkowy zbiornik morski przetrwa³ do dolnego paleocenu, 

kiedy ruchy laramijskie spowodowa³y inwersjê 

bruzdy duñsko-polskiej, przebudowê strukturaln¹ osadów 

permsko-mezozoicznych i powstanie mniejszych jednostek 

o kierunku osi NW–SE. G³ównym obszarem sedymentacji 

by³a niecka brze¿na, po³o¿ona wzd³u¿ krawêdzi platformy 

wschodnioeuropejskiej, sk¹d morze paleoceñskie siêga³o 

g³êbok¹ zatok¹ na obszar mazurski i sambijski. W niecce 

brze¿nej tworzy³y siê osady wêglanowo-detrytyczne, a na 

pó³nocnym wschodzie przewa¿a³y facje piaszczyste. 

W m³odszym paleogenie na obszarach platformowych 

przewa¿a³a sedymentacja piasków i mu³ków w zbiorniku 

2.3. Gleby zlewiska Morza Ba³tyckiego 

Gleby s¹ wa¿nym komponentem œrodowiska, znajduj¹cym 

siê miêdzy litosfer¹ i atmosfer¹. Do ich najwa¿niejszych 

funkcji nale¿y udzia³ w produkcji i rozk³adzie biomasy, 

akumulacji próchnicy, a tak¿e w magazynowaniu 

i obiegu pierwiastków oraz wody. Du¿a czêœæ pokrywy 

glebowej jest wykorzystywana jako pod³o¿e do produkcji 

roœlin uprawnych. Z chemicznego punktu widzenia gleby 

mog¹ byæ zdefiniowane jako wielosk³adnikowe, otwarte 

systemy biogeochemiczne, w których zachodz¹ ci¹g³e 

procesy wymiany materii i energii z otaczaj¹c¹ je atmos- 

20 


epikontynentalnym – w warunkach p³ytkowodnych, przybrze¿no-morskich 

i lagunowo-deltowych. Neogen jest reprezentowany 

przez piaszczyste i mu³kowe osady miocenu, 

przewa¿nie morskie na obszarze Danii oraz l¹dowe 

i brakiczne z wêglem brunatnym w zachodniej Polsce i na 

terenie Niemiec. W pliocenie tworzy³y siê pstre i³y w œródl¹dowym 

zbiorniku sedymentacyjnym, który pokrywa³ 

obszar œrodkowej i zachodniej Polski. 

Najmniejsz¹ powierzchniê zlewiska Morza Ba³tyckiego 

zajmuje obszar fa³dowañ alpejskich, obejmuj¹cy Karpaty 

i zapadlisko przedkarpackie. Wystêpuj¹ tu przede wszystkim 

utwory paleogenu i neogenu, wchodz¹ce w sk³ad silnie 

pofa³dowanych i ponasuwanych p³aszczowin fliszu karpackiego 

oraz molas zapadliska przedkarpackiego. 

Powierzchniê ca³ego zlewiska Morza Ba³tyckiego pokrywaj¹ 

osady czwartorzêdowe. Plejstocen jest reprezentowany 

g³ównie przez gliny lodowcowe oraz piaski, mu³ki 

i i³y. Mi¹¿szoœæ osadów jest zró¿nicowana. Na obszarze 

tarczy ba³tyckiej oraz Gór Skandynawskich, Sudetów, 

Karpat i wy¿yn po³udniowej Polski gruboœæ pokrywy 

plejstoceñskiej rzadko przekracza kilka metrów, a miejscami 

ska³y pod³o¿a wystêpuj¹ bez przykrycia osadami czwartorzêdowymi. 

Mi¹¿szoœæ plejstocenu wzrasta gwa³townie 

od wschodnich i po³udniowych wybrze¿y Ba³tyku ku 

po³udniowi i na po³udniowy wschód. Maksymaln¹ gruboœæ, 

dochodz¹c¹ do 200–300 m, osi¹ga w obszarze 

pó³nocnych Niemiec, Polski i Litwy. 

Osady holoceñskie reprezentowane s¹ g³ównie przez 

piaski, mu³ki i torfy, tylko lokalnie osi¹gaj¹ce mi¹¿szoœæ 

wiêksz¹ ni¿ kilka metrów (Starkel, 1977; Mojski, 1993). 

Holocen wystêpuje przewa¿nie w deltach i dolinach rzek, 

na nizinach nadmorskich i torfowiskach. 

fer¹, hydrosfer¹ i biosfer¹ (Aswathanarayana, 1999). 

Czynnikami wp³ywaj¹cymi na sk³ad chemiczny gleb s¹ 

w pierwszym rzêdzie naturalne warunki i procesy, tj. 

sk³ad chemiczny ska³ macierzystych i klimat. 

W wielu obszarach zlewiska Morza Ba³tyckiego wystêpuje 

degradacja gleb, pochodz¹ca zarówno ze Ÿróde³ 

naturalnych, jak i antropogenicznych. Czynnikami naturalnymi 

s¹ procesy wietrzenia ska³ i erozji gleb, a antropogenicznymi 

– rolnictwo i leœnictwo, urbanizacja, budownictwo, 

transport, wydobycie i przeróbka kopalin oraz

depozycje atmosferyczne. Odpornoœæ na degradacjê zale- 

¿y od sk³adu oraz w³aœciwoœci fizycznych i chemicznych 

gleby, takich jak odczyn, zdolnoœci sorpcyjne i oksydoredukcyjne. 

Gleby bardziej zwiêz³e, ciê¿kie i zasobne 

w próchnicê s¹ bardziej odporne ni¿ gleby lekkie, ubogie 

w sk³adniki mineralne i organiczne (Dobrzañski, Zawadzki, 

red., 1993). 

2.3.1. Typy genetyczne gleb 

G³ównymi czynnikami kszta³tuj¹cymi rozmieszczenie 

gleb na obszarze zlewiska Morza Ba³tyckiego s¹: z³o¿ona 

budowa geologiczna i rzeŸba terenu oraz klimat i szata 

roœlinna. Z uwagi na ró¿norodnoœæ ska³, na których wykszta³ci³y 

siê gleby, oraz zró¿nicowanie warunków klimatycznych 

uk³ad gleb ma charakter mozaikowy (Bednarek, 

Prusinkiewicz, 1997; Jones i in., 2005). 

W pó³nocnej i œrodkowej czêœci zlewiska szeroko rozpowszechnione 

s¹ kwaœne ska³y magmowe tarczy fennoskandzkiej, 

które w czwartorzêdzie dostarcza³y materia³u 

dla denudacyjnych osadów lodowcowych i wodnolodowcowych 

zarówno w jej obrêbie, jak i na po³udnie od niej. 

W krajach skandynawskich na pod³o¿u glin i utworów 

fluwioglacjalnych wytworzy³y siê g³ównie gleby bielicowe. 

W pó³nocnej czêœci Szwecji i Finlandii du¿e obszary 

pokrywaj¹ gleby torfowe. Na pó³noc od Zatoki Fiñskiej, 

w Finlandii i w po³udniowej Szwecji znaczny jest udzia³ 

gleb brunatnych. Na po³udniu Szwecji wystêpuj¹ równie¿ 

gleby inicjalne (Jones i in., 2005). 

Materia³ glebotwórczy w po³udniowej i po³udniowo- 

-wschodniej czêœci zlewiska (na terenie Niemiec, Polski, 

Bia³orusi oraz Litwy, £otwy i Estonii) stanowi¹ osady 

zlodowaceñ plejstoceñskich – gliny zwa³owe, piaski, ¿wiry, 

utwory zastoiskowe oraz eoliczne, charakteryzuj¹ce 

siê zmiennoœci¹ warstwowania, uziarnienia i sk³adu mineralnego. 

Dodatkowym czynnikiem ró¿nicuj¹cym pokrywê 

glebow¹ tego obszaru jest wiek ska³ macierzystych, 

który powoduje, ¿e starszy materia³ (w œrodkowej 

i po³udniowej czêœci Polski) jest bardziej zwietrza³y 

i g³êbiej odwapniony w stosunku do osadów najm³odszego 

zlodowacenia na pó³nocy tego regionu. Obszar Litwy, 

£otwy i Estonii pokrywaj¹ g³ównie gleby glejowe i darniowo-bielicowe, 

którym towarzysz¹ gleby piaszczyste 

i bielice. Na obszarze Bia³orusi przewa¿aj¹ gleby darniowo-bielicowe 

(Jones i in., 2005). W pó³nocnej czêœci Polski 

i Niemiec powsta³ kompleks gleb p³owych, brunat- 

Gleby zlewiska Morza Ba³tyckiego 

nych i bielic. W Polsce œrodkowej towarzysz¹ im czarne 

ziemie i rêdziny. Mniejsze znaczenie maj¹ mady i zdegradowane 

czarnoziemy. 

W kilkudziesiêciu miastach le¿¹cych na wybrze¿ach 

Ba³tyku przewa¿aj¹ gleby antropogeniczne. 

2.3.2. Uziarnienie i geochemia gleb 

Do oceny charakterystyki geochemicznej gleb i ich 

uziarnienia wykorzystano wyniki badañ zebrane w trakcie 

realizacji projektu FOREGS – Atlas geochemiczny 

Europy (Salminen red., 2005; de Vos, Tarvainen, red., 

2006). Dla celów tego opracowania próbki gleb pobierano 

wed³ug jednolitej procedury na terenie ca³ej Europy 

(Salminen i in., 1998). W latach 1999–2000 pobrano 

próbki gleb mineralnych z g³êbokoœci 0–25 cm, ze œredni¹ 

gêstoœci¹ 1 próbka/4700 km 2 (Salminen red., 2005). Ich 

lokalizacjê na obszarze zlewiska Morza Ba³tyckiego 

przedstawiaj¹ figury 2.5–2.14. Parametry statystyczne 

kilkudziesiêciu sk³adników gleb, ich odczynu i uziarnienia 

zestawiono w tabeli 2.1. 

Uziarnienie. Z uwagi na ma³¹ zmiennoœæ w czasie, 

uziarnienie nale¿y do wa¿nych cech charakteryzuj¹cych 

gleby (Usowicz i in., 2004). Powierzchniowa warstwa gleb 

zlewiska Morza Ba³tyckiego charakteryzuje siê gruboziarnistoœci¹. 

Do najbardziej zasobnych we frakcje piaszczyste 

(>0,10 mm) nale¿¹ gleby znacznej czêœci Finlandii, 

Polski i Niemiec. Przeciêtny rozmiar ziaren (mediana) 

w tych glebach wynosi 0,18 mm (Salminen red., 2005; 

de Vos, Tarvainen, red., 2006). W ich sk³adzie dominuje 

kwarc, co wyra¿a siê w zawartoœci SiO2 (przeciêtnie 

76%) i nieznacznej iloœci frakcji ilastej (

22 

Pierwiastek/ 

zwi¹zek 

chemiczny 


Parametry statystyczne pierwiastków chemicznych i odczynu powierzchniowej warstwy gleb 

w zlewisku Morza Ba³tyckiego (dane z projektu FOREGS) 

Metoda 

analityczna 

Jednostka 

Granica 

oznaczalnoœci 

n Zakres 

Œrednia 

arytmetyczna 

Œrednia 

geometryczna 

Tabela 2.1 

Mediana 

Ag ICP-MS mg/kg 0,01 209 0,08–0,78 0,34 0,31 0,33 

As ICP-MS mg/kg 0,2 209 0,3–15,2 3,1 2,4 2,3 

Al2O3 XRF % 0,05 211 1,02–15,80 8,77 7,70 9,70 

Ba ICP-AES mg/kg 1 211 12–136 45 40 40 

CaO XRF % 0,01 211 0,03–15,44 1,20 0,80 1,00 

Cd ICP-MS mg/kg 0,01 209 0,02–0,96 0,11 0,09 0,08 

Ce ICP-MS mg/kg 0,15 210 5,47–83,00 31,67 27,59 28,20 

Cr XRF mg/kg 3 211

Pierwiastek/ 

zwi¹zek 

chemiczny 

Metoda 

analityczna 

Jednostka 

W tych glebach powa¿nemu ograniczeniu ulega aktywnoœæ 

biologiczna bakterii i nastêpuje zahamowanie korzystnych 

przemian zwi¹zków azotowych (Dobrzañski, 

Zawadzki, red., 1993). Pierwotne zakwaszenie gleb jest 

efektem dzia³ania naturalnych procesów glebotwórczych. 

Proces obni¿ania odczynu gleb w innych czêœciach zlewiska 

spowodowany jest stosowaniem nawozów mineralnych 

oraz gazowymi zanieczyszczeniami powietrza dwutlenkiem 

siarki i tlenkami azotu, docieraj¹cymi do gleb 

i wód w postaci kwaœnych deszczów i tzw. suchego opadu. 

W glebach o odczynie bardzo kwaœnym nastêpuje zubo¿enie 

w jony zasadowe (wapñ, magnez i potas), uwolnienie 

sk³adników szkodliwych dla roœlin (glin, ¿elazo, 

mangan) oraz wzrost mobilnoœci i dostêpnoœci dla roœlin 

metali ciê¿kich. 

Tylko oko³o 10% gleb (g³ównie z rejonu Litwy, £otwy 

i Estonii) charakteryzuje siê odczynem obojêtnym. Zbli¿o- 


Granica 

oznaczalnoœci 

n Zakres 

Œrednia 

arytmetyczna 

Œrednia 

geometryczna 

Tabela 2.1 cd. 

Mediana 

Sc ICP-MS mg/kg 0,5 210 0,7–16,8 5,9 4,8 5,2 

SiO2 XRF % 0,1 211 50,96–96,02 77,05 76,44 75,79 

Sm ICP-MS mg/kg 0,1 210 0,4–8,4 2,6 2,2 2,3 

Sn XRF mg/kg 2 211

Glin wchodzi w sk³ad wiêkszoœci minera³ów glebowych. 

Mo¿e tworzyæ liczne kompleksy mineralne i organiczne, 

a jego rozpuszczalnoœæ jest najwiêksza przy pH 

4–4,5. W analizowanych glebach zawartoœæ Al2O3 waha 

siê w granicach 1,02–15,80%. Mapa rozk³adu tego sk³adnika 

(fig. 2.6) przedstawia bardzo zró¿nicowane zawartoœci. 

Najmniej zasobne w Al2O3 s¹ piaszczyste gleby Polski 

i Niemiec (przeciêtnie 3,5%). Wiêksze iloœci charakteryzuj¹ 

gleby Litwy, £otwy i Estonii (4–12%), a najbogatsze 

s¹ gleby Finlandii (8–15%). WyraŸna jest negatywna korelacja 

zawartoœci Al2O3 i odczynu gleb. 

Krzem. Spoœród g³ównych sk³adników gleb w najwiêkszych 

iloœciach znajduje siê krzem (50,96–96,02% SiO2; 

przeciêtnie 75,79%). Najbogatsze w krzemionkê s¹ bielicowe 

gleby Polski (fig. 2.7), zawieraj¹ce œrednio 89% SiO2. 

Krzem zawarty jest g³ównie we frakcji piaszczystej i pylastej 

gleb, wchodz¹c w sk³ad kwarcu i glinokrzemianów. 

¯elazo charakteryzuje siê du¿¹ ruchliwoœci¹ i zmiennoœci¹ 

w profilach glebowych (Dobrzañski, Zawadzki, 

red., 1993). Jego Ÿród³em s¹ uwodnione tlenki i glinokrzemiany. 

W zlewisku Ba³tyku gleby zawieraj¹ przeciêtnie 

0,44% Fe2O3, a rozk³ad jego zawartoœci jest bardzo 

zró¿nicowany (fig. 2.8). Najbardziej zasobne w Fe2O3 

(5–7%) s¹ gleby pó³nocnej czêœci zlewiska, a najubo¿sze – 

gleby Polski (przeciêtnie 1%). 

Fosfor. � ród³em fosforu s¹ minera³y z grupy apatytu 

i nawo¿enie gleb nawozami fosforowymi. Przeciêtna 

zawartoœæ P2O5 (mediana) wynosi 0,102%, a zakres 

0,020–1,022%. Najmniej zasobne w fosfor (3%) zawieraj¹ 

gleby Szwecji i Finlandii, bogate w minera³y ilaste, 

miki i skalenie. 

Wapñ i magnez. Zawartoœæ CaO w glebach zlewiska 

jest bardzo zró¿nicowana. W pó³nocnych krañcach Szwecji 

i Finlandii przekracza 2%. Wartoœci poœrednie charakteryzuj¹ 

œrodkow¹ czêœæ obszaru zlewiska, a na terenie Polski 

jego zawartoœæ pozostaje poni¿ej 0,60%. Do wyj¹tkowo 

nieznacznych nale¿¹ zawartoœci MgO (przeciêtnie 0,44%), 

podczas gdy wartoœæ przeciêtna dla gleb ca³ej Europy wy- 

24 


nosi 0,77% (Salminen red., 2005). Na obszarze Polski 

i Niemiec zawartoœci tych sk³adników s¹ jeszcze mniejsze. 

Ca³kowity wêgiel organiczny. Miar¹ iloœci próchnicy 

jest zawartoœæ ca³kowitego wêgla organicznego (TOC), 

która na badanym obszarze rzadko przekracza 2% (fig. 

2.10). Próchnica, gromadz¹ca wêgiel w glebach, zawiera 

sk³adniki od¿ywcze i wodê, decyduj¹ce o jej ¿yznoœci. 

Substancja organiczna gleby jest bardzo podatna na zmiany 

czynników œrodowiskowych, takich jak klimat, wegetacja 

i gospodarka gruntami. W rejonie Zatoki Fiñskiej, 

w po³udniowej Szwecji i w niemieckiej czêœci zlewiska 

zawartoœæ TOC dochodzi niekiedy do 4–6%, a gleby Polski 

przeciêtnie zawieraj¹ go w iloœci 0,86%. 

Pierwiastki œladowe. Procesy prowadz¹ce do akumulacji 

w glebie pierwiastków œladowych, zw³aszcza metali, 

wi¹¿¹ siê zarówno z ich naturalnym obiegiem, jak i dzia- 

³alnoœci¹ gospodarcz¹ cz³owieka. Najwiêksze zanieczyszczenia 

metalami wystêpuj¹ na terenach oddzia³ywania 

hutnictwa metali nie¿elaznych. Zwi¹zki metali, gromadzone 

w glebach w nadmiernych iloœciach, przenikaj¹ do 

roœlin, a nastêpnie do organizmów zwierzêcych. 

Wœród pierwiastków œladowych jako wskaŸniki antropopresji 

najczêœciej wykorzystywane s¹ metale ciê¿kie: 

kadm, chrom, miedŸ, rtêæ, o³ów, nikiel i cynk. 

Przeciêtna zawartoœæ kadmu w glebach zlewiska 

Ba³tyku wynosi 0,08 mg/kg. Nieco zwiêkszona iloœæ 

(>0,26 mg/kg) ma charakter regionalnej anomalii geologiczno-antropogenicznej 

i wystêpuje na po³udniu Polski 

(fig. 2.11). W glebach uprawnych Polski œrednia zawartoœæ 

tego pierwiastka mieœci siê w zakresie 0,22–0,51 

mg/kg (Terelak i in., 1997). 

Gleby niepoddane wp³ywom antropogenicznym wykazuj¹ 

stê¿enia chromu zale¿ne od jego zawartoœci 

w ska³ach macierzystych. Kartograficzny rozk³ad 

zmiennoœci chromu jest zbli¿ony do rozk³adu glinu, kobaltu, 

magnezu i niklu. Na obszarze zlewiska Ba³tyku 

przeciêtna iloœæ chromu ca³kowitego wynosi 33 mg/kg. 

Zawartoœæ chromu w glebach krajów s¹siaduj¹cych 

z Polsk¹ okreœlona jest na 34,6 mg/kg na Litwie (Kad�nas 

i in., 1999) i 60 mg/kg w Finlandii (Koljonen red., 

1992). W Polsce zró¿nicowanie t³a geochemicznego 

chromu w glebach jest zwi¹zane z ich rozwojem na 

ska³ach o odmiennym sk³adzie litologicznym. Wartoœæ 

mediany chromu wynosi 3 mg/kg dla gleb z Ni¿u Polskiego 

i 10 mg/kg dla prowincji po³udniowej Karpat 

i Sudetów.

Zawartoœæ miedzi jest w granicach 0,87–28 mg/kg; 

mediana 4,36 mg/kg. Oko³o 75% próbek zawiera poni¿ej 

7,5 mg/kg miedzi (fig. 2.12). Ma³¹ zawartoœæ tego pierwiastka 

w obszarze zlewiska mo¿na wi¹zaæ z kwaœnym 

odczynem gleb, w których mobilne s¹ kationowe formy 

miedzi wyp³ukiwane przez wody. Zbli¿on¹ zawartoœæ 

miedzi w glebach u¿ytków rolnych Polski, œrednio 

6,5 mg/kg, wykaza³y badania Czarnowskiej i Gworek 

(1987) oraz Terelaka i in. (1997). W badaniach szczegó³owych 

gleb Litwy stwierdzono przeciêtnie 

7,5 mg/kg Cu (Kad�nas i in., 1999), a w utworach powierzchniowych 

na terenie Finlandii 20 mg/kg (Koljonen 

red., 1992). W Finlandii i Szwecji podwy¿szone zawartoœci 

miedzi (podobnie jak ¿elaza, niklu i cynku) zanotowano 

w obszarach wystêpowania z³ó¿ siarczkowych tych 

metali. W Polsce zwiêkszon¹ zawartoœci¹ miedzi, w granicach 

7–24 mg/kg, wyró¿nia siê prowincja geochemiczna 

Polski po³udniowej (Pasieczna, 2003). Na Dolnym 

Œl¹sku (w okolicy z³ó¿ miedzi w niecce pó³nocnosudeckiej 

oraz Legnicko-G³ogowskiego Okrêgu Miedziowego) 

zaznacza siê anomalia (>25 mg/kg Cu) zwi¹zana 

z górnictwem i hutnictwem rud tego pierwiastka. 

Rtêæ jest toksyczna dla roœlin i zwierz¹t, nawet przy 

bardzo niskich stê¿eniach. Roœliny pobieraj¹ j¹ zarówno 

z gleby, jak i z powietrza, ³atwo przemieszczaj¹ w tkankach, 

powoduj¹c ich zatrucie. Nale¿y do pierwiastków 

rozproszonych w litosferze, gdzie jej zawartoœæ rzadko 

przekracza setne czêœci mg/kg (Steinnes, 1995; Alloway, 

Ayres, 1999). Wiêksze koncentracje (do 0,40 mg/kg Hg) 

wystêpuj¹ w niektórych utworach organicznych i ilastych. 

Rtêæ z atmosfery gromadzi siê g³ównie w powierzchniowej 

warstwie gleb poprzez wi¹zanie z humusem, 

siark¹ i minera³ami ilastymi. St¹d gleby organiczne 

s¹ najbogatsze w ten pierwiastek – 0,41 mg/kg w Kanadzie 

(Kabata-Pendias, Pendias, 1999), podczas gdy przeciêtna 

zawartoœæ w glebach na œwiecie szacowana jest 

przez ró¿nych autorów w znacznie mniejszym zakresie 

(0,05–0,06 mg/kg – Freedman, 1989; Reimann i in., 1998; 

0,02–0,15 mg/kg – Mihaljeviè, 1999). W analizowanych 

glebach zawartoœæ rtêci jest ma³a (przeciêtnie 0,022 mg/kg). 

Tylko w oko³o 10% próbek pierwiastek ten wystêpuje 

w iloœci powy¿ej 0,06 mg/kg (fig. 2.13). 

Zawartoœæ o³owiu w glebach niezanieczyszczonych 

wi¹¿e siê g³ównie z jego koncentracj¹ w ska³ach macierzystych 

i zmienia siê w doœæ szerokich granicach. O iloœ- 


ci i formach wystêpowania o³owiu w glebach decyduje 

ich odczyn i zawartoœæ sk³adników o odpowiedniej pojemnoœci 

sorpcyjnej. W glebach kwaœnych przewa¿a wi¹zanie 

tego pierwiastka w zwi¹zkach organicznych; niektóre 

z nich s¹ rozpuszczalne i podlegaj¹ migracji (Kabata- 

-Pendias, Pendias, 1999). 

W analizowanym obszarze przeciêtna zawartoœæ o³owiu 

wynosi 16 mg/kg i jest porównywalna do iloœci 

stwierdzanych w innych czêœciach Europy. Œrednia geometryczna 

zawartoœæ o³owiu dla piaszczystych gleb powierzchniowych 

Wysp Fryzyjskich (Niemcy) zosta³a 

okreœlona na 7,9 mg/kg (Severson i in., 1992). W glebach 

Szkocji œrednia dla gleb mineralnych wynosi 13 mg/kg 

Pb, a dla gleb organicznych – 30 mg/kg (Reaves, Berrow, 

1984). Wartoœæ t³a geochemicznego o³owiu w glebach 

Saksonii oszacowano na 53 mg/kg (Rank i in., 1999). 

Cynk jest jednym z najintensywniej u¿ytkowanych metali 

nie¿elaznych. Jest ³atwo przyswajany przez roœliny 

i bierze udzia³ w wielu przemianach biochemicznych, lecz 

zarówno jego niedobór, jak i nadmiar prowadzi do uszkodzeñ 

tkanek. W obszarze zlewiska Ba³tyku zawartoœæ cynku 

zmienia siê w granicach od poni¿ej 3 do 230 mg/kg. 

W 90% próbek jego zawartoœæ nie przekracza 70 mg/kg. 

Ponad 100 mg/kg cynku zawieraj¹ tylko gleby po³udniowej 

Polski i niewielkich obszarów w Finlandii (fig. 2.14). 

W glebach zawartoœæ cynku zwi¹zana jest z jego koncentracj¹ 

w ska³ach macierzystych i grup¹ gatunkow¹ 

gleby. W Polsce gleby lekkie (piaszczyste) zawieraj¹ 

œrednio 33 mg/kg cynku, gleby œrednie (gliniaste lekkie) 

52 mg/kg, a gleby ciê¿kie (gliniaste) 80 mg/kg (Kabata- 

-Pendias, Pendias, 1999). W Niemczech œrednia zawartoœæ 

cynku w glebach wynosi 83 mg/kg, w Austrii 65 mg/kg, 

a w Szkocji 58 mg/kg (Kiekens, 1995). W glebach Litwy 

stwierdzano od 1 do 185 mg/kg cynku (Kad�nas i in., 

1999), a w glebach Norwegii œrednio 40 mg/kg Zn (Reimann 

i in., 1998). 

* 

Powierzchniowa warstwa gleb zlewiska Ba³tyku charakteryzuje 

siê gruboziarnistoœci¹, kwaœnym odczynem 

i ma³¹ zawartoœci¹ wiêkszoœci pierwiastków. Ubogi sk³ad 

gleb wi¹¿e siê z d³ugotrwa³ym przemywaniem ska³ macierzystych 

przez wody peryglacjalne i odprowadzeniem 

ich sk³adników do œrodowiska wodnego. Gleby tej czêœci 

Europy s¹ bardzo bogate jedynie w krzemionkê, a wyj¹tkowo 

zubo¿one w magnez i ¿elazo. 

25

26 


Fig. 2.5. Odczyn powierzchniowej warstwy gleb


Fig. 2.6. Zawartoœæ Al2O3 w powierzchniowej warstwie gleb 

27

28 


Fig. 2.7. Zawartoœæ SiO2 w powierzchniowej warstwie gleb


Fig. 2.8. Zawartoœæ Fe2O3 w powierzchniowej warstwie gleb 

29

30 


Fig. 2.9. Zawartoœæ P2O5 w powierzchniowej warstwie gleb


Fig. 2.10. Zawartoœæ ca³kowitego wêgla organicznego w powierzchniowej warstwie gleb 

31

32 


Fig. 2.11. Zawartoœæ Cd w powierzchniowej warstwie gleb


Fig. 2.12. Zawartoœæ Cu w powierzchniowej warstwie gleb 

33

34 


Fig. 2.13. Zawartoœæ Hg w powierzchniowej warstwie gleb


Fig. 2.14. Zawartoœæ Zn w powierzchniowej warstwie gleb 

35

2.4. Charakterystyka geochemiczna osadów rzecznych 

w zlewisku Morza Ba³tyckiego 

Zanieczyszczenie wspó³czesnych osadów wodnych stanowi 

jeden z wa¿niejszych problemów œrodowiskowych, 

bowiem zatrzymane w nich szkodliwe metaloidy, metale 

i zwi¹zki organiczne mog¹ negatywnie oddzia³ywaæ na 

zasoby biologiczne i czêsto poœrednio na zdrowie cz³owieka. 

Wystêpuj¹ce w osadach metale ciê¿kie i inne substancje 

niebezpieczne mog¹ akumulowaæ siê w morskim 

³añcuchu troficznym do poziomu, który jest toksyczny 

dla organizmów morskich, zw³aszcza drapie¿ników. Ponadto 

czêœæ szkodliwych sk³adników zawartych w osadach 

mo¿e ponownie byæ uruchamiania do wody, np. 

w efekcie procesów chemicznych i biochemicznych przebiegaj¹cych 

w osadach, jak równie¿ na drodze mechanicznego 

poruszenia wczeœniej od³o¿onych zanieczyszczonych 

osadów, na skutek naturalnych procesów albo 

podczas transportu b¹dŸ bagrowania (Bordas, Bourg, 

2001; Sjöblom i in., 2004). 

Sk³ad chemiczny powierzchniowej, nieskonsolidowanej 

warstwy osadów, zw³aszcza stê¿enie w nich pierwiastków 

œladowych i zanieczyszczeñ organicznych, 

podlega ci¹g³ym zmianom, powodowanym rozk³adem 

zawartej w osadzie materii organicznej, wytr¹caniem siê 

minera³ów oraz wymian¹ sk³adników miêdzy wod¹ 

a osadem (sorpcja – desorpcja, rozpuszczanie – wytr¹canie) 

zwi¹zanej ze zmianami warunków fizykochemicznych 

(temperatura, pH, Eh, zasolenie) (Vink, 2009). 

W warunkach beztlenowych stê¿enie metali takich jak 

miedŸ, rtêæ czy kadm oraz w mniejszym stopniu stê¿enie 

cynku i o³owiu zmniejsza siê w wodzie w rezultacie powstawania 

nierozpuszczalnych siarczków, podczas gdy 

takie metale jak ¿elazo, chrom, arsen i mangan czy kobalt 

s¹ uwalniane z osadów. Zale¿nie od temperatury 

niektóre zwi¹zki mog¹ przechodziæ do fazy gazowej (Li 

i in., 2009). Tak¿e procesy mikrobiologiczne, m.in. metylacja, 

mog¹ powodowaæ uruchamianie np. rtêci. W osadach 

potencjalnie szkodliwe pierwiastki zwi¹zane s¹ najczêœciej 

z uwodnionymi wodorotlenkami ¿elaza, minera³ami 

ilastymi, siarczkami i fosforanami, zaœ zanieczyszczenia 

organiczne – z materi¹ organiczn¹ oraz sadz¹, pochodz¹c¹ 

z niepe³nego spalenia paliw kopalnych i drewna. 

W zanieczyszczonych osadach dennych wykrywane 

s¹ najczêœciej podwy¿szone stê¿enia metali, maj¹cych 

36 


obecnie lub w niedalekiej przesz³oœci szerokie zastosowanie 

w gospodarce oraz uruchamianych do œrodowiska 

podczas przetwarzania kopalin i produkcji przemys³owej. 

Do metali i metaloidów przyczyniaj¹cych 

siê do zanieczyszczenia osadów i stanowi¹cych najwiêksze 

zagro¿enie dla biosfery nale¿¹: srebro, arsen, 

beryl, cynk, chrom, miedŸ, rtêæ, nikiel, o³ów, antymon, 

selen i tal (Sparks, 2005). Wzrost stê¿enia potencjalnie 

szkodliwych pierwiastków oraz trwa³ych zanieczyszczeñ 

organicznych we wspó³czeœnie powstaj¹cych osadach 

powodowany jest nie tylko odprowadzaniem œcieków 

do wód powierzchniowych, ale równie¿ depozycj¹ 

z atmosfery miêdzy innymi o³owiu, arsenu, kadmu, rtêci 

i zwi¹zków chloroorganicznych oraz sp³ywem powierzchniowym 

z terenów zurbanizowanych (metale 

ciê¿kie, WWA) i rolniczych (arsen, rtêæ, pestycydy 

chloroorganiczne) (Ramamoorthy, Ramamoorthy, 1997; 

Howsam, Jones, 1998; Birch i in., 2001; Lindeström, 

2001; Reiss i in., 2004; Rocher i in., 2004; Jiao i in., 

2009; Teršiè i in., 2009). 

Sk³ad chemiczny wspó³czesnych osadów Ba³tyku 

uwarunkowany jest erozj¹ i wietrzeniem ska³ wystêpuj¹cych 

w jego basenie alimentacyjnym, w³aœciwoœciami 

materia³u pochodz¹cego z depozycji atmosferycznej 

oraz wnoszonego przez rzeki uchodz¹ce do morza. Chemizm 

materia³u transportowanego i dostarczanego wodami 

rzecznymi do Morza Ba³tyckiego bardzo dobrze prezentuje 

sk³ad osadów gromadz¹cych siê w przyujœciowych 

odcinkach rzek uchodz¹cych do morza. Stê¿enie 

pierwiastków œladowych w osadach wielu spoœród tych 

rzek uwarunkowane jest m.in. odprowadzaniem œcieków 

z miast i zak³adów przemys³owych znajduj¹cych siê 

w ich zlewni. Œredni dop³yw wód ze wszystkich rzek 

wpadaj¹cych do Ba³tyku wynosi 15 190 m 3 /s, z czego 

po³owa jest wnoszona przez siedem najwiêkszych rzek: 

Newê (71 km, 2488 m 3 /s), Wis³ê (1074 km, 1081 m 3 /s), 

DŸwinê (Daugava; 1020 km, 637 m 3 /s), Niemen (Nemunas; 

937 km, 664 m 3 /s), Kemijoki (600 km, 553 m 3 /s), 

Odrê (854 km, 574 m 3 /s) i Göta älv (902 km wraz z Klarälven, 

572 m 3 /s).

Charakterystyka geochemiczna osadów rzecznych w zlewisku Morza Ba³tyckiego 

2.4.1. Metale i metaloidy w osadach rzek 

zlewiska Ba³tyku 

Spoœród grupy pierwiastków œladowych – As, Cd, Hg 

i Tl – maj¹cych najwiêksze znaczenie ze wzglêdu na ich 

³atwoœæ uruchamiania do œrodowiska i potencjaln¹ szkodliwoœæ, 

arsen w osadach rzek zlewiska Ba³tyku na ogó³ 

obecny jest w niewysokich zawartoœciach, poni¿ej 

5 mg/kg (Salminen red., 2005; de Vos, Tarvainen, red., 

2006). Bardzo niskimi stê¿eniami As, poni¿ej 2 mg/kg, 

charakteryzuj¹ siê osady rzek uchodz¹cych do wschodniej 

czêœci zlewni Zatoki Botnickiej i Zatoki Ryskiej. Wy¿sze 

koncentracje As obecne s¹ w osadach rzek po³udniowo-zachodnich 

wybrze¿y Finlandii (Salminen red., 2005). Zawartoœci 

arsenu powy¿ej 8–10 mg/kg wystêpuj¹ w osadach 

rzek pó³nocnej Szwecji na obszarze Norrbotten oraz 

rzek sp³ywaj¹cych ze zmineralizowanego obszaru Skellefteå 

i uchodz¹cych do Zatoki Botnickiej (de Vos, Tarvainen, 

red., 2006). Do wzrostu stê¿enia As w osadach niektórych 

rzek przyczynia siê dzia³alnoœæ gospodarcza 

cz³owieka. I tak podwy¿szone zawartoœci arsenu w osadach 

rzek œrodkowej Szwecji zwi¹zane s¹ górnictwem, np. 

do rzeki Vormbäcken, dop³ywu Vindelälven uchodz¹cego 

do Zatoki Botnickiej, trafiaj¹ ³adunki arsenu wymywanego 

z odpadów sk³adowanych w rejonie Kristineberg, a do rzeki 

Dalälven – wymywane ze sk³adowisk w rejonie Falun 

(Ingri i in., 1993; Widerlund i in., 2004). 

Kadm w osadach rzek uchodz¹cych do Ba³tyku obecny 

jest w bardzo ma³ych koncentracjach, poni¿ej 

0,29 mg/kg (Salminen red., 2005). Najni¿sze jego stê¿enia, 

poni¿ej 0,18 mg/kg, wystêpuj¹ w osadach rzecznych 

na obszarze Finlandii, Estonii, Litwy i Polski (de Vos, 

Tarvainen, red., 2006). Zawartoœci powy¿ej 0,4 mg/kg 

odnotowywane s¹ w osadach rzek na obszarze przylegaj¹cym 

od wschodu do Zatoki Ryskiej oraz na terenie 

pó³nocnej czêœci Niemiec i Danii. Zanieczyszczenie kadmem 

osadów rzecznych, o charakterze geogenicznym, 

obserwowane jest na po³udniowych wybrze¿ach Finlandii, 

m.in. rzeki Teuvanjoki i Maalahdenjoki. Na obszarze 

tym kadm jest wymywany z kwaœnych gleb rozwiniêtych 

na morskich osadach mulisto-ilastych zawieraj¹cych 

siarczki ¿elaza (Åström, 2001; Roos, Åström, 2006; Fältmarsch 

i in., 2008). Na skutek dzia³alnoœci antropogenicznej 

bardzo wysokie zawartoœci Cd w osadach rzecznych 

wystêpuj¹ w rejonie Antskog (Finlandia), w przesz³oœci 

zwi¹zanym z hutnictwem miedzi (Åström, Ny- 

lund, 2000). W Szwecji kadmem zanieczyszczone s¹ osady 

rzek Skellefte i Vormbäcken na skutek uruchamiania 

tego pierwiastka z wietrzej¹cych odpadów górniczych 

zdeponowanych na sk³adowiskach w okolicy Kirstineberg 

i Stekenjokk (Holmström, Öhlander, 1999; Holmström 

i in., 2001; Carlsson i in., 2002), a tak¿e rzeki Dalälven, 

w zlewni której znajduj¹ siê obszary górnicze Falun 

i Garpenberg (Baresel i in., 2006). 

Wzrost stê¿enia kadmu w osadach rzek wpadaj¹cych 

do Ba³tyku zwi¹zany jest nie tylko z górnictwem i przetwarzaniem 

rud metali kolorowych, ale tak¿e z inn¹ dzia- 

³alnoœci¹ przemys³ow¹ i funkcjonowaniem miast. I tak zawartoœci 

kadmu niekiedy przekraczaj¹ce 2 mg/kg obserwowane 

s¹ w osadach niektórych rzek £otwy uchodz¹cych 

do Zatoki Ryskiej: Venta, Lielupe, Daugava 

(Kïaviòð i in., 1992; Kïaviòð i in., 2000; Seisuma, Kulikova, 

2007; Yurkovskis, Poikâne, 2008). Podobnymi stê- 

¿eniami kadmu charakteryzuj¹ siê tak¿e osady Newy 

(Vallius, Leivuori, 1999). 

Rtêæ w osadach wiêkszoœci rzek w zlewni Ba³tyku 

obecna jest w bardzo niskich koncentracjach, najczêœciej 

poni¿ej 0,030 mg/kg. Niewysokie stê¿enia Hg wystêpuj¹ 

równie¿ w osadach rzek Finlandii, Estonii, £otwy i Litwy 

oraz pó³nocnej Polski (Salminen red., 2005; de Vos, Tarvainen, 

red., 2006). Wy¿szymi zawartoœciami tego pierwiastka, 

powyýej 0,068 mg/kg, charakteryzujà siæ osady 

rzek úrodkowej Szwecji (Hälsingland), a jeszcze wyýszymi 

– poùudniowej Szwecji (Smålandia i Östergötlandia) 

oraz Danii. W znacznie wy¿szych stê¿eniach rtêæ wystêpuje 

w osadach rzek, do których trafiaj¹ œcieki przemys³owe 

i komunalne, np. w osadach Daugavy stwierdzono 

do 0,193 mg/kg Hg, a w osadach nagromadzonych 

przy ujœciu Newy – do 0,4 mg/kg (Ussenkov, 1997; Vallius, 

Leivuori, 1999; Kulikova, Seisuma, 2005; Seisuma, 

Kulikova, 2007). �ród³em Hg w osadach rzecznych jest 

tak¿e wymywanie jej z odpadów górniczych, np. osady 

rzeki Dalälven s¹ zanieczyszczone rtêci¹ pochodz¹c¹ z odpadów 

nagromadzonych w rejonie kopalni Kristineberg 

(Carlsson i in., 2002). 

Tal w osadach rzek na obszarze Polski i Niemiec wystêpuje 

w bardzo niskich zawartoœciach, nieprzekraczaj¹cych 

0,2 mg/kg. Nieco wy¿sze jego koncentracje (najczêœciej 

do 0,5 mg/kg) s¹ obecne w osadach rzek Litwy, 

Estonii, £otwy i Finlandii, a najwy¿sze – w osadach rzek 

Szwecji (Vallius, Leivuori, 1999; Salminen red., 2005; 

de Vos, Tarvainen, red., 2006). 

37

Z grupy pierwiastków œladowych – Cr, Cu, Ni, Pb, V 

i Zn – wa¿nych dla jakoœci œrodowiska, ale stwarzaj¹cych 

mniejsze dla niego zagro¿enie, chrom w osadach wiêkszoœci 

rzek na terytorium Danii, po³udniowej Szwecji 

oraz pó³nocnego obszaru Niemiec i Polski, a tak¿e £otwy 

i Estonii, pokrytych utworami czwartorzêdowymi, wystêpuje 

w niskich zawartoœciach, poni¿ej 13 mg/kg (de Vos, 

Tarvainen, red., 2006). Niewysokie koncentracje Cr obserwowane 

s¹ równie¿ w osadach rzek wiêkszoœci obszaru 

Szwecji i po³udniowej czêœci Finlandii. Podwy¿szone 

stê¿enia tego pierwiastka (�33 mg/kg) obecne s¹ w osadach 

rzek Finlandii pó³nocnej (obszar wystêpowania zieleñców) 

i po³udniowej (Salminen red., 2005; de Vos, 

Tarvainen, red., 2006). Osady rzek, do których trafiaj¹ 

œcieki komunalne i/lub przemys³owe, charakteryzuj¹ siê 

podwy¿szonymi koncentracjami chromu, np. osady Newy 

zawieraj¹ nawet ponad 100 mg/kg tego pierwiastka, a osady 

w estuarium Daugavy – œrednio 57 mg/kg (Ussenkov, 

1997; Vallius, Leivuori, 1999; Yurkovskis, Poikâne, 2008). 

MiedŸ w osadach rzek na obszarze Polski, Litwy, 

£otwy i Estonii oraz rzek œrodkowej i pó³nocnej Finlandii 

wystêpuje w niewysokich stê¿eniach, poni¿ej 11 mg/kg. 

Nieco wy¿sze zawartoœci Cu obserwowane s¹ w osadach 

rzek Niemiec, Danii oraz po³udniowej czêœci Szwecji. 

Naturalnie podwy¿szone koncentracje Cu, powy¿ej 

24 mg/kg, wystêpuj¹ w osadach rzek po³udniowej Finlandii 

(Salminen red., 2005). Wystêpowanie podwy¿szonych 

zawartoœci Cu w rzece Vörå w zachodniej Finlandii oraz 

w osadach rzek po³udniowej Finlandii zwi¹zane jest z wymywaniem 

tego pierwiastka z bardzo kwaœnych gleb, 

które wykszta³ci³y siê na morskich osadach bogatych 

w siarczki (Åström, 2001; Roos, Åström, 2006; Nordmyr 

i in., 2008). Na wzrost koncentracji miedzi w osadach niektórych 

rzek uchodz¹cych do Ba³tyku znacz¹co wp³ywa 

funkcjonowanie miast, dzia³alnoœæ górnicza i hutnictwo 

miedzi. Wysokie zawartoœci tego pierwiastka, niekiedy 

powy¿ej 100 mg/kg, stwierdzono w osadach Daugavy, nad 

któr¹ le¿y Ryga, a tak¿e odnotowywane s¹ w osadach Newy 

(Ussenkov, 1997; Vallius, Leivuori, 1999; Kulikova, 

Seisuma, 2005; Seisuma, Kulikova, 2007). Wysokie koncentracje 

miedzi wystêpuj¹ równie¿ w osadach rzek w rejonie 

Antskog (Finlandia), gdzie w przesz³oœci rozwija³o 

siê hutnictwo miedzi (Åström, Nylund, 2000; Åström, 

2001), a tak¿e w osadach rzeki Dalälven (eksploatacja 

miedzi w rejonie Falun i Garpenberg). Wysokie stê¿enia 

miedzi w osadach rzek Skellefte i Vormbäcken zwi¹zane 

38 


s¹ z uruchamianiem i migracj¹ tego pierwiastka z wietrzej¹cych 

odpadów z eksploatacji Cu–Zn pirytów w rejonie 

Kristineberg i Stekenjokk (Holström, Öhlander, 1999; 

Holmström i in., 2001; Carlsson i in., 2002). 

Nikiel w osadach rzek w po³udniowej czêœci zlewni 

Ba³tyku pokrytej utworami czwartorzêdowymi – wybrze- 

¿a Polski, Niemiec, £otwy i Estonii oraz œrodkowej Finlandii, 

a tak¿e w osadach rzek po³udniowej Szwecji – wystêpuje 

w niskich stê¿eniach, poni¿ej 13 mg/kg (Salminen 

red., 2005; de Vos, Tarvainen, red., 2006). Podwy¿szone 

koncentracje Ni stwierdzono w œrodkowej Szwecji. Stê- 

¿enia niklu powy¿ej 24 mg/kg wystêpuj¹ w osadach rzek 

po³udniowej Finlandii, co spowodowane jest czynnikiem 

geogenicznym – uruchamianie Ni z kwaœnych gleb wystêpuj¹cych 

na tym obszarze (Åström, 2001; Roos, Åström, 

2006). Czynnikiem antropogenicznym – odprowadzanie 

œcieków przemys³owych – spowodowany jest 

wzrost zawartoœci niklu w osadach Daugavy; mediana Ni 

w osadach w estuarium tej rzeki wynosi 57 mg/kg (Yurkovskis, 

Poikâne, 2008). �ród³em obserwowanego zanieczyszczenia 

niklem osadów wodnych w zlewni rzeki Vindelälven 

s¹ procesy wietrzenia m.in. odpadów górniczych 

w rejonie Stekenjokk (Holström, Öhlander, 1999). 

O³ów w osadach rzek pó³nocnej Szwecji i wiêkszoœci 

obszaru Finlandii, jak równie¿ w osadach rzek Litwy, 

£otwy i Estonii, a tak¿e znacznej czêœci Polski wystêpuje 

w bardzo niskich zawartoœciach, poni¿ej 9 mg/kg, co 

uwarunkowane jest wystêpowaniem na tych obszarach 

utworów czwartorzêdowych. Podwy¿szone stê¿enia Pb 

obserwowane s¹ w osadach rzek po³udniowej Finlandii 

oraz œrodkowej i po³udniowej Szwecji, a powy¿ej 

19 mg/kg zawieraj¹ osady rzek w œrodkowym Svealandzie 

w rejonie Åmmebergle, Örebro, Falun i Alcesta (de 

Vos, Tarvainen, red., 2006). W nastêpstwie dzia³alnoœci 

górniczej obserwowany jest znaczny wzrost stê¿enia Pb 

w osadach rzek Dalalven i Skellefte (Holström, Öhlander, 

1999; Holmström i in., 2001; Carlsson i in., 2002; Baresel 

i in., 2006). Podwy¿szone zawartoœci Pb, do kilkudziesiêciu 

mg/kg, wystêpuj¹ w osadach Daugavy oraz Newy 

(Klavins i in. 1992; Ussenkov, 1997; Kïaviòð i in., 2000; 

Kulikova, Seisuma, 2005). 

Wanad w osadach rzek po³udniowej czêœci zlewni 

Ba³tyku oraz na obszarze £otwy i Estonii jest obecny 

w niskich koncentracjach, poni¿ej 23 mg/kg. Geogeniczne 

wysokie zawartoœci V, powy¿ej 89 mg/kg, wystêpuj¹ 

w osadach rzek na obszarze Norrbotten, Ounasselka


i Kivalo, przylegaj¹cym do pó³nocnego krañca Zatoki 

Botnickiej na obszarze po³udniowej Finladii, a tak¿e Hälsingland 

w Szwecji (Salminen red., 2005; de Vos, Tarvainen, 

red., 2006). 

Cynk w osadach rzek w po³udniowej czêœci zlewni 

Ba³tyku – obszar Polski, Litwy, £otwy i Estonii oraz NE 

czêœci Niemiec, a tak¿e pó³nocnej Finlandii i Szwecji – 

obecny jest w niskich stê¿eniach, poni¿ej 45 mg/kg. Wy¿sze 

jego zawartoœci, powy¿ej 109 mg/kg, s¹ charakterystyczne 

dla osadów rzek po³udniowej Finlandii oraz Szwecji 

pó³nocnej (zmineralizowany pas Skellefte) i po³udniowej 

(de Vos, Tarvainen, red., 2006). W osadach rzek 

po³udniowej Finlandii wystêpuj¹ podwy¿szone koncentracje 

cynku na skutek ³ugowania tego pierwiastka z bardzo 

kwaœnych gleb tego obszaru (Åström, 2001; Roos, 

Åström, 2006; Nordmyr i in., 2008). Wysokie ³adunki Zn 

wnoszone s¹ do rzeki Dalälven, w zlewni której ma miejsce 

eksploatacja górnicza, a do rzek Skellefteälven i Vindelälven 

trafiaj¹ zanieczyszczenia wymywane z odpadów 

górniczych sk³adowanych w s¹siedztwie Kristineberg 

i Stekenjokk (Ingri i in., 1993; Holström, Öhlander, 

1999; Holmström i in., 2001; Widerlund i in., 2004; Baresel, 

Destouni, 2009). Tak¿e na skutek dzia³alnoœci cz³owieka 

wysokie zawartoœci Zn (mediana ponad 300 mg/kg) 

wystêpuj¹ w osadach w estuarium Daugavy oraz w osadach 

Newy – do 398 mg/kg (Ussenkov, 1997; Yurkovskis, 

Poikâne, 2008). 

Z innych pierwiastków œladowych – Ag, Sb, Sn, Co, 

Ba, Sr, Mn – mniej istotnych dla jakoœci œrodowiska ze 

wzglêdu na wystêpowanie w niskich zawartoœciach lub 

brak ich szkodliwego oddzia³ywania na organizmy ¿ywe, 

bar w osadach rzek pó³nocnej Polski, na obszarze 

wokó³ Zatoki Ryskiej, po³udniowych wybrze¿y Zatoki 

Fiñskiej oraz œrodkowej Finlandii wystêpuje w stê¿eniu 

ni¿szym ni¿ 52 mg/kg. Wy¿sze zawartoœci, do 128 mg/kg, 

odnotowywane s¹ w osadach rzek na terytorium Niemiec, 

Danii, Litwy i £otwy. Koncentracje baru powy¿ej 128 

mg/kg s¹ charakterystyczne dla osadów rzek po³udniowego 

skrawka Finlandii oraz Szwecji (Salminen red., 2005). 

Kobalt na obszarze po³udniowej czêœci zlewni Ba³tyku, 

gdzie wystêpuj¹ utwory czwartorzêdowe, stwierdzany 

jest w bardzo niskich zawartoœciach, poni¿ej 2 mg/kg. 

Nieco wy¿sze stê¿enia, do 6 mg/kg, obserwowane s¹ 

w osadach rzek Litwy, £otwy, œrodkowej Finlandii 

i pó³nocnej Szwecji. Zawartoœci powy¿ej 10 mg/kg wystêpuj¹ 

w osadach rzek po³udniowej czêœci Szwecji oraz 

po³udniowej Finlandii (de Vos, Tarvainen, red., 2006). 

Podobnie jak w przypadku innych pierwiastków, wystêpowanie 

podwy¿szonych stê¿eñ kobaltu w rzekach 

po³udniowej Finlandii zdeterminowane jest wymywaniem 

tych pierwiastków z bardzo kwaœnych gleb tego obszaru 

(Nordmyr i in., 2008). W osadach rzek ³otewskich: Venta, 

Lielupe, Daugava, Gauja zawartoœæ kobaltu sporadycznie 

nieznacznie przekracza 5 mg/kg (Kïaviòð i in., 1992; 

Kïaviòð i in., 2000). 

Osady rzeczne na obszarze œrodkowej Szwecji oraz na 

terytorium Danii, Niemiec, Polski, Litwy, Estonii i £otwy, 

pokrytych czwartorzêdowymi osadami fluwioglacjalnymi, 

charakteryzuj¹ siê nisk¹ zawartoœci¹ strontu. 

Wy¿sze stê¿enia, przekraczaj¹ce 200 mg/kg, stwierdzono 

w osadach rzek wiêkszoœci obszaru Finlandii oraz pó³nocnej 

i po³udniowej czêœci Szwecji (de Vos, Tarvainen, 

red., 2006). 

W zatrzymywaniu w osadach pierwiastków œladowych 

istotn¹ rolê odgrywaj¹ uwodnione wodorotlenki ¿elaza 

i manganu oraz siarczki ¿elaza. ¯elazo w osadach rzek 

sp³ywaj¹cych z terenu pó³nocnych Niemiec i Polski oraz 

£otwy i Estonii, a tak¿e w osadach rzek œrodkowej Finlandii 

wystêpuje w niskich stê¿eniach, poni¿ej 1,52%. Wysokie 

koncentracje, powy¿ej 2,48%, stwierdza siê w osadach 

rzecznych na obszarze pó³nocnej Szwecji, po³udniowej 

Finlandii oraz w rejonach wystêpowania rud ¿elaza 

(de Vos, Tarvainen, red., 2006). Osady rzek sp³ywaj¹cych 

do Ba³tyku z obszaru Niemiec i Polski, a tak¿e z terenów 

przylegaj¹cych do Zatoki Ryskiej i Zatoki Fiñskiej oraz 

wschodniej czêœci Zatoki Botnickiej charakteryzuj¹ siê 

nisk¹ zawartoœci¹ manganu, poni¿ej 327 mg/kg. Stê¿enia 

powy¿ej 600 mg/kg obserwowane s¹ w osadach rzek zachodniej 

Litwy i £otwy, a powy¿ej 800 mg/kg – w osadach 

rzek œrodkowej Szwecji (de Vos, Tarvainen, red., 2006). 

2.4.2. Metale i metaloidy w osadach rzek 

polskiego wybrze¿a Ba³tyku 

Badania geochemiczne osadów rzek uchodz¹cych do 

Ba³tyku s¹ prowadzone od 1990 r. w ramach pañstwowego 

monitoringu œrodowiska (PMŒ). Maj¹ one na celu obserwacjê 

zmian zawartoœci potencjalnie szkodliwych pierwiastków 

(As, Ba, Zn, Cr, Cd, Co, Cu, Ni, Pb, Hg, Ag) oraz 

trwa³ych zanieczyszczeñ organicznych (WWA, PCB i pestycydów 

chloroorganicznych) w powstaj¹cych wspó³czeœnie 

osadach w wodach powierzchniowych Polski. Tymi 

39

adaniami objête s¹ tak¿e przyujœciowe odcinki rzek: Odry, 

Regi, Parsêty, Dzier¿êcinki, Grabowy, Wieprzy, S³upi, 

£upawy, £eby, Redy, Raduni, Wis³y, Elbl¹ga i Pas³êki 

(tab. 2.2, fig. 2.15, 2.16). 

Spoœród grupy pierwiastków najbardziej wa¿kich dla 

jakoœci œrodowiska w osadach rzek Polski monitorowane 

s¹ stê¿enia arsenu, kadmu i rtêci. Osady gromadz¹ce siê 

w przyujœciowych odcinkach rzek na polskim wybrze¿u 

Ba³tyku charakteryzuj¹ siê zawartoœci¹ arsenu najczêœciej 

poni¿ej 5 mg/kg. Maksymaln¹ zawartoœæ, 23 mg/kg, 

odnotowano w osadach Odry w 1995 r. (w przesz³oœci do 

Odry trafia³y olbrzymie ³adunki tego metaloidu, pochodz¹ce 

z górnictwa i przetwórstwa rud srebrowo-miedziowych 

na obszarze Legnicko-G³ogowskiego Okrêgu Mie- 

Odra 

40 

Rzeka 

D³ugoœæ rzeki 

[km] 

854,3 

(w granicach 

Polski 

741,9) 


Monitorowane rzeki polskiego wybrze¿a Ba³tyku 

Powierzchnia 

zlewni 

[km 2 ] 

118 861 

(w granicach 

Polski 

106 050) 

Œredni przep³yw 

przy ujœciu 

[m 3 /s] 

535 

dziowego). Kadm w osadach wiêkszoœci rzek sp³ywaj¹cych 

do morza z terytorium Polski obecny jest w stê¿eniu 

ni¿szym od wartoœci t³a geochemicznego tego pierwiastka 

(


a jej œrednia zawartoœæ w poszczególnych rzekach by³a 

w zakresie od 0,024 do 0,359 mg/kg. Znacz¹co podwy¿szone 

stê¿enia rtêci obserwowano w osadach Dzier¿êcinki 

i Regi, nad któr¹ le¿y Mrze¿yno oraz znajduje siê poligon 

wojskowy. W latach 1994–1997 w osadach Regi 

stwierdzano bardzo wysokie zawartoœci rtêci – kilka-kilkanaœcie 

mg/kg. 

Spoœród drugiej grupy pierwiastków œladowych wa¿nych 

dla jakoœci œrodowiska w osadach rzek Przymorza 

okreœlana jest zawartoœæ chromu, miedzi, niklu, o³owiu, 

wanadu i cynku. Chrom odnotowywany by³ w stê¿eniu 

do ponad 60 mg/kg. Znacz¹co podwy¿szone koncentracje 

tego pierwiastka rejestrowano w osadach Pas³êki 

(œrednia 25 mg/kg), nad któr¹ le¿y Braniewo (18 tys. 

mieszkañców, zak³ady przemys³u elektrotechnicznego, 

skórzanego, spo¿ywczego). Podwy¿szonymi zawartoœciami 

Cr wyró¿niaj¹ siê równie¿ osady Dzier¿êcinki (œr. 

22 mg/kg), podczas gdy w pozosta³ych rzekach Przymorza 

œrednia zawartoœæ tego pierwiastka nie przekracza 

10 mg/kg, co jest charakterystyczne dla osadów strumieniowych 

obszarów pokrytych polodowcowymi utworami 

czwartorzêdowymi. MiedŸ w osadach monitorowanych 

rzek stwierdzano w zakresie od

42 


Fig. 2.16. Zmiennoœæ pierwiastków œladowych w osadach rzek polskiego wybrze¿a Ba³tyku


(na podstawie danych Pañstwowego Monitoringu Œrodowiska z lat 1991–2006) 

43

44 


Fig. 2.16 cd.


stwierdzano w stê¿eniu poni¿ej 10 mg/kg (œr. 1–2 mg/kg), 

a stront w zakresie 3–88 mg/kg. W wiêkszoœci rzek 

œrednia zawartoœæ Sr w osadach nie przekracza 20 mg/kg. 

Nieco wy¿szymi œrednimi stê¿eniami Sr wyró¿nia³y siê 

osady Dzier¿êcinki i Elbl¹ga. 

¯elazo, którego zwi¹zki odgrywaj¹ wa¿n¹ rolê w zatrzymywaniu 

pierwiastków œladowych w œrodowisku, 

w osadach rzek Przymorza odnotowywano w szerokim 

zakresie stê¿eñ, od 0,12 do 4,90%, a jego œrednie zawartoœci 

w poszczególnych rzekach wahaj¹ siê od 0,28% 

(Grabowa) do 0,88% (Dzier¿êcinka). Mangan stwierdzano 

w stê¿eniu do 3200 mg/kg. Jego œrednie zawartoœci 

w osadach rzek zmieniaj¹ siê w przedziale od 100 mg/kg 

(Pas³êka) do 453 mg/kg (Radunia). Zró¿nicowanie zawartoœci 

tego pierwiastka w osadach rzek jest uwarunkowane 

warunkami redox i zawartoœci¹ materii organicznej. 

Osady wiêkszoœci rzek uchodz¹cych do Ba³tyku na polskim 

wybrze¿u charakteryzuj¹ siê bardzo niskimi zawartoœciami 

pierwiastków œladowych, najczêœciej poni¿ej ich 

œredniej geometrycznej wyznaczonej dla osadów Polski, 

przyjmowanych za wartoœci t³a geochemicznego (Lis, Pa- 

sieczna, 1995). Wy¿szymi od wartoœci t³a geochemicznego 

œrednimi zawartoœciami wyró¿niaj¹ siê osady Dzier¿êcinki 

(bar, chrom, miedŸ, rtêæ, nikiel, o³ów i cynk), Elbl¹ga 

(miedŸ, rtêæ i o³ów), Regi (rtêæ), £eby (kadm) i Pas³êki 

(miedŸ). Podwy¿szone stê¿enia kadmu w osadach £eby 

oraz rtêci w osadach Regi obserwowane w ostatniej dekadzie 

ubieg³ego wieku obecnie uleg³y znacznemu obni¿eniu 

i osady tych rzek charakteryzuj¹ siê niskimi zawartoœciami 

tych pierwiastków, zbli¿onymi do wartoœci ich t³a geochemicznego. 

Jedynie w osadach Dzier¿êcinki, Elbl¹ga i Pas³êki 

nadal utrzymuj¹ siê podwy¿szone zawartoœci niektórych 

pierwiastków. Jednak¿e ¿adna z tych rzek nie uchodzi 

bezpoœrednio do Ba³tyku: Elbl¹g i Pas³êka do Zalewu Wiœlanego, 

a Dzier¿êcinka do jeziora Jamno. 

2.4.3. Trwa³e zanieczyszczenia organiczne 

w osadach rzek polskiego wybrze¿a Ba³tyku 

W osadach monitorowanych rzek oznaczana jest zawartoœæ 

polichlorowanych bifenyli (PCB), pestycydów chloro- 

Fig. 2.17. Zmiennoœæ WWA w osadach rzek polskiego wybrze¿a Ba³tyku 

(na podstawie danych Pañstwowego Monitoringu Œrodowiska z lat 1998–2006) 

45

organicznych oraz wielopierœcieniowych wêglowodorów 

aromatycznych (WWA). W osadach rzek Przymorza 

zwi¹zki chloroorganiczne w stê¿eniu powy¿ej granicy 

oznaczalnoœci odnotowywane s¹ sporadycznie. 

Polichlorowane bifenyle (kongenery: PCB28, PCB52, 

PCB101, PCB118, PCB153, PCB138, PCB180) na ogó³ 

obecne s¹ w iloœciach poni¿ej granicy oznaczalnoœci 

(0,1 �g/kg dla poszczególnych oznaczanych kongenerów). 

Jedynie w osadach S³upi stwierdzono obecnoœæ 

PCB w stê¿eniu 3,1 �g/kg. W stê¿eniu nieznacznie wy¿szym 

od granicy oznaczalnoœci polichlorowane bifenyle 

zaobserwowano w osadach Regi, Redy i Odry. Najczêœciej 

wykrywanymi kongenerami by³y PCB 153 i 138. 

Spoœród oznaczanych pestycydów chloroorganicznych 

w zawartoœciach powy¿ej granicy oznaczalnoœci (izomery 

HCH

odp³ywu rzekami zanieczyszczeñ (g³ównie substancji biogenicznych) 

do strefy przybrze¿nej po³udniowej czêœci 

Ba³tyku. 

Kraje nadba³tyckie cechuje zró¿nicowana struktura 

zagospodarowania pod wzglêdem iloœci area³ów leœnych 

i rolnych (fig. 2.20), a co za tym idzie zu¿ycia œrodków 

ochrony roœlin i nawozów mineralnych. Zró¿nicowany 

jest te¿ rodzaj dominuj¹cego przemys³u oraz stopnia 

uporz¹dkowania gospodarki wodno-œciekowej. 

W Polsce mieszka prawie 50% ludnoœci zlewiska Morza 

Ba³tyckiego, a udzia³ gruntów rolnych wynosi oko³o 

40%, co powoduje, ¿e ³adunki odp³ywu azotu i fosforu 

do morza s¹ najwiêksze wœród pañstw nadba³tyckich. 

Jednak ³adunki te przeliczone na mieszkañca staj¹ siê jednymi 

z najni¿szych (Niemirycz i in., 1996). W celu wype³nienia 

wymogów dyrektywy 91/271/EWG z 1991 roku 

dotycz¹cej oczyszczania œcieków komunalnych rz¹d 

Rzeczpospolitej Polskiej w grudniu 2003 r. zatwierdzi³ do 

realizacji „Krajowy program oczyszczania œcieków komunalnych” 

(Gromiec, 2004). Program ten zawiera wykaz 

aglomeracji o RLM �2000 (RLM – równowa¿na liczba 

mieszkañców) wraz z jednoczesnym wykazem niezbêdnych 

przedsiêwziêæ w zakresie budowy, rozbudowy lub 

modernizacji oczyszczalni œcieków komunalnych oraz 

budowy i modernizacji zbiorczych systemów kanalizacyjnych, 

jakie nale¿y zrealizowaæ w tych aglomeracjach 

do koñca 2015 r. Wzd³u¿ polskiego wybrze¿a powsta³o 

65 nowoczesnych oczyszczalni, finansowanych przez organizacjê 

EkoFundusz. Prowadzone s¹ analizy wp³ywu 

podjêtych inwestycji na zmniejszenie odp³ywu zanieczyszczeñ 

z terenu Polski do morza. 

Wa¿ny region pomorski stanowi¹ ¯u³awy, których 

osadnictwo siêga okresu od 2500 do 1700 lat p.n.e. Jako 

obszary wytwarzane przez akumulacjê materia³u rzecznego 

w deltach rzek charakteryzuj¹ siê wyj¹tkowo urodzajnymi 

glebami. Ze wzglêdu na swoj¹ specyfikê oraz 

du¿y udzia³ obszarów depresyjnych ¯u³awy zosta³y objête 

programem UE „Kompleksowe zabezpieczenie ¯u³aw 

do roku 2030” (Czarnecka, 2001; Biuletyn, 2009). 

W Szwecji grunty orne obejmuj¹ce obszar Skanii (ok. 

2,5% powierzchni kraju) zaspokajaj¹ potrzeby mieszkañców. 

Intensywna produkcja rolna i b³êdy w odprowadzaniu 

wód drena¿owych by³y na pocz¹tku lat 90. przyczyn¹ 

ska¿enia zwi¹zkami azotu wód morskich tego regionu. 

Obecnie odp³yw jednostkowy azotu rzekami szwedzkimi 

jest jednym z najni¿szych w zlewni Ba³tyku. Podstaw¹ 

Zagospodarowanie zlewiska Morza Ba³tyckiego 

produkcji rolnej Szwecji jest hodowla byd³a, trzody 

chlewnej i drobiu. 

Tradycyjn¹ bran¿¹ gospodarki Finlandii jest przemys³ 

drzewny i celulozowy, którego rozwój opiera siê na 

ogromnych zasobach leœnych. G³ówne oœrodki tych bran¿ 

skoncentrowa³y siê w po³udniowej czêœci kraju i wzd³u¿ 

wybrze¿a. Produkcja papieru sta³a siê Ÿród³em obecnoœci 

w œrodowisku dioksyn, zwi¹zków chloroorganicznych 

toksycznych, trwa³ych i ulegaj¹cych bioakumulacji i biomagnifikacji 

w osadach dennych i organizmach ¿ywych. 

Rejonem najwiêkszej kumulacji dioksyn s¹ wybrze¿a 

œrodkowej czêœci Ba³tyku (HELCOM, 2010). 

Duñska uprawa zbó¿ nale¿y do najbardziej wydajnych 

na œwiecie. Jednak pierwszoplanow¹ rolê w gospodarce 

tego kraju odgrywa hodowla byd³a mlecznego i trzody 

chlewnej. Udzia³ miêsa w handlu miêdzynarodowym 

osi¹ga 15%, co daje Danii pierwsze miejsce w œwiecie. 

Obci¹¿enia jednostkowe duñskich zlewni rzecznych 

zwi¹zkami azotu i fosforu s¹ najwy¿sze wœród pañstw 

nadba³tyckich. 

Do najbardziej zanieczyszczonych ujœæ rzecznych nale¿y 

ujœcie Newy. Dorzecze Newy obejmuje ca³¹ zlewniê 

jeziora £adoga i dop³ywaj¹cych do niego rzek Swir, 

Wo³chow i Vuoksi. Z tego powodu Newa, pomimo niewielkiej 

d³ugoœci (71 km), osi¹ga najwy¿szy œredni 

przep³yw rzeczny w zlewni Ba³tyku (2488 m 3 /s). W rejonie 

tym rozwiniêty przemys³ drzewny i celulozowy mo¿e 

stanowiæ Ÿród³o niebezpiecznych dioksyn, ale brak doniesieñ 

literaturowych w tym zakresie. 

Do zanieczyszczonych rejonów Ba³tyku nale¿¹ równie¿ 

ujœcia DŸwiny, uchodz¹cej do Zatoki Ryskiej na terenie 

£otwy o dorzeczu obejmuj¹cym równie¿ terytorium 

Bia³orusi i Rosji, oraz Niemna, wp³ywaj¹cego oœmioramienn¹ 

delt¹ do Zalewu Kuroñskiego na terenie Litwy 

i po³¹czonego przez Kana³ Augustowski z dorzeczem 

Wis³y. Gospodarki Litwy, £otwy i Estonii coraz bardziej 

zas³uguj¹ na okreœlenie tygrysów Europy Wschodniej. 

Mo¿na przypuszczaæ, ¿e w najbli¿szych latach nast¹pi 

tam dalsze uporz¹dkowanie gospodarki wodno- 

-œciekowej, co spowoduje redukcjê odp³ywu zanieczyszczeñ 

do morza. 

Zagospodarowanie wybrze¿a Morza Ba³tyckiego jest 

uzale¿nione od postêpuj¹cej globalizacji na rynkach 

œwiatowych. Szybki wzrost produkcji w krajach Azji 

Po³udniowo-Wschodniej zmieni³ logistykê i zintensyfikowa³ 

rozwój handlu morskiego. Prognozy rozwoju 

47

48 


Fig. 2.18. Gêstoœæ zaludnienia w zlewisku Morza Ba³tyckiego, dane z lat 1989–1993 

(www.grida.no, free access unrestricted)

Zagospodarowanie zlewiska Morza Ba³tyckiego 

Fig. 2.19. Udzia³ procentowy gruntów ornych w zlewisku Morza Ba³tyckiego, dane z lat 1987–1993 

(www.grida.no, free access unrestricted) 

49

50 


Fig. 2.20. U¿ytkowanie ziemi w zlewisku Morza Ba³tyckiego, dane z lat 1997–2000 

(www.grida.no, free access unrestricted)

obrotów ³adunkowych portów ba³tyckich przewiduj¹ ich 

wzrost z 540 mln ton do 635 mln ton w roku 2010 oraz 

735 mln ton w 2015 roku. Rozwój na wielk¹ skalê konteneryzacji 

w obrotach prze³adunkowych portów morskich, 

jak te¿ podwy¿szenie jakoœci œwiadczonych us³ug oraz 

poprawa ich efektywnoœci narzuca portom koniecznoœæ 

wprowadzenia zmian zarówno w sferze dzia³alnoœci 

gospodarczej, jak i ochronie œrodowiska (Grzybowski, 

2009). Na polskim wybrze¿u usytuowane s¹ tylko cztery 

terminale promowe – Gdañsk, Gdynia, Szczecin i Œwinoujœcie 

– maj¹ce status portów o podstawowym znaczeniu 

dla gospodarki narodowej (Ustawa…, 2002; Staniszewska, 

Bistram, 2006). 

Rybo³ówstwo na Ba³tyku jest dzia³alnoœci¹ obejmuj¹c¹ 

wszystkie kraje regionu, gdy¿ wzglêdnie ma³a wydajnoœæ 

³owisk jest kompensowana ich bliskim zasiêgiem. Niewielkie 

zasolenie wód powierzchniowych Ba³tyku (5–8‰) 

powoduje, ¿e zasoby i ró¿norodnoœæ ryb s¹ wielokrotnie 

mniejsze ni¿ pobliskiego Morza Pó³nocnego. Najwiêcej 

ryb (dorsze, œledzie, szproty, p³astugi) w skali rocznej jest 

po³awianych w Szwecji (233 tys. ton), Danii (211 tys. 

ton), Polsce (153 tys. ton) i Finlandii (113 tys. ton). 

W piêciu pozosta³ych krajach nadba³tyckich uzyskuje siê 

ok. 230 tys. ton rocznie. Obecny poziom po³owów w Polsce 

jest czterokrotnie ni¿szy w porównaniu z uzyskiwanym 

w latach siedemdziesi¹tych ubieg³ego wieku. Trudnoœci 

w polskiej gospodarce rybnej wynikaj¹ z jednej 

strony z naturalnie ma³ej wydajnoœci biologicznej akwenu, 

Literatura 

ALLOWAY B.J., AYRES D.C., 1999 — Chemiczne podstawy 

zanieczyszczenia œrodowiska. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. 

ASWATHANARAYANA U., 1999 — Soil resources and 

the environment. Sc. Publ., Inc. USA. 

ÅSTRÖM M., 2001 — The effect of acid soil leaching on trace 

element abundance in medium-sized stream, W Finland. 

Appl. Geochem., 16, 3: 387–396. 

ÅSTRÖM M., NYLUND K., 2000 — Impact of historical metalworks 

on the concentrations of major and trace elements 

in sediments: a case study in Finland. Appl. Geochem., 15,6: 

807–817. 

ATLAS hydrologiczny Polski, 1986. J. Stachy, red. T. 2. Wyd. 

Geol., Warszawa. 

Literatura 

z drugiej z uwarunkowañ prawnych narzucanych przez 

Uniê Europejsk¹. Obserwuje siê sta³y spadek floty kutrowej: 

212 – w 2007 r., 197 – w 2008 r., 161 – w 2009 r. 

(Gospodarka Morska, 2009). 

Na stan jakoœci wód ba³tyckich maj¹ te¿ wp³yw morskie 

budowle techniczne. Platformy wiertnicze, elektrownie 

wiatrowe offshore czy ruroci¹gi przesy³owe 

musz¹ spe³niaæ normy techniczne maj¹ce na celu ochronê 

œrodowiska. 

Dodatkowym Ÿród³em transportu zanieczyszczeñ 

z l¹du do morza jest depozycja atmosferyczna. Zmniejszenie 

zanieczyszczeñ w powietrzu mo¿na osi¹gn¹æ poprzez 

monta¿ filtrów przemys³owych czy poprawê parametrów 

technologicznych spalarni odpadów i œmieci. 

Ograniczenie emisji py³ów i gazów jest szczególnie wa- 

¿ne w przypadku substancji niebezpiecznych z grupy halogenowanych 

zwi¹zków organicznych, nale¿¹cych do 

trwa³ych zwi¹zków organicznych. Substancje te s¹ wprowadzane 

do œrodowiska w postaci pestycydów, antypirenów, 

polichlorowanych bifenyli i dioksyn. £atwo ulegaj¹ 

sorpcji na py³ach drobnych (œrednica

BLAZHCHISHIN A.I., GUDELIS V.K., LITWIN V., SWIRI- 

DOW N., CHARIN G., 1982 — Budowa geologiczna dna 

Morza Ba³tyckiego. W: Geologia Morza Ba³tyckiego (red. 

V.K. Gudelis, E.M. Emelyanov): 36–94. Wyd. Geol., Warszawa. 

BOJAKOWSKA I., SOKO£OWSKA G., KONIECZYÑ- 

SKA M., 1998 — Impact of mine water diposal on concentration 

of barium and strontium in waters and sediments of 

the Odra River. Geol. Quart., 42, 1: 113–120. 

BORDAS F., BOURG A., 2001 — Effect of solid/liquid ratio on 

the remobilization of Cu, Pb, Cd and Zn from polluted river 

sediment. Water, Air, Soil Pollut., 128: 391–400. 

CARLSSON E., THUNBERG J., ÖHLANDER B., HOLM- 

STRÖM H., 2002 — Sequential extraction of sulphide-rich 

tailings remediated by the application of till cover, Kristineberg 

mine, northen Sweden. Sci. Total Environ., 299, 1/3: 

207–226. 

CZARNECKA H., 2001 — Nowe priorytety dla województwa 

pomorskiego. Ekopartner, 12. 

CZARNOWSKA K., GWOREK B., 1987 — Metale ciê¿kie 

w niektórych glebach œrodkowej i pó³nocnej Polski. Rocz. 

Glebozn., 38, 3: 41–57. 

DOBRZAÑSKI B., ZAWADZKI S. (red.), 1993 — Gleboznawstwo. 

Pañstw. Wyd. Roln. i Leœne, Warszawa. 

FÄLTMARSCH R.M., ÅSTRÖM M., VUORUI K-M., 2008 — 

Environmental risk of metals mobilised from acid sulphate 

soils in Finland: a literature review. Boreal Environ. Res., 

13: 444–456. 

FREEDMAN B., 1989 — Environmental ecology. Academic 

Press. Inc. San Diego, California. 

GOSPODARKA Morska. Przegl¹d statystyczny, 2009. Zak³ad 

Wyd. Nauk. Inst. Morskiego w Gdañsku. 

GROMIEC M., 2004 — Krajowy program oczyszczania œcieków 

komunalnych – informator. IMGW, Warszawa. 

GRZYBOWSKI M., 2009 — Przemys³y morskie w gospodarce 

globalnej. Zak³ad Wyd. Nauk. Inst. Morskiego w Gdañsku. 

HELCOM, 2004 — The Fourth Baltic Sea Pollution Load 

Compilation (PLC-4). Baltic Sea Environ. Proc. No. 93. 

HELCOM, 2010 — Hazardous substances in the Baltic Sea. 

Baltic Sea Environ. Proc. No. 120A. 

HOLMSTRÖM H., ÖHLANDER B., 1999 — Oxygen penetration 

and subsequent reactions in flooded sulphidic mine tailings: 

a study at Stekenjokk, northern Sweden. Appl. Geochem., 

14, 6: 747–759. 

HOLMSTRÖM H., SALMON U., CARLSSON E., PET- 

ROV P., ÖHLANDER B., 2001 — Geochemical investigations 

of sulfide-bearing tailings at Kristineberg, northern 

52 


Sweden, a few years after remediation. Sci. Total Environ., 

273, 1/3: 111–133. 

HOWSAM M., JONES K., 1998 — Sources of PAHs in 

the environment. W: PAHs and related compounds: 137–174. 

Springer-Verlag Berlin, Heidelberg. 

INGRI J., PONTER C., ÖHLANDER B., LÖFVENDAHL, 

BOSTRÖM K., 1993 — Environmental monitoring with 

rivers suspended matter: case study in the River Dalälven, 

central Sweden. Appl. Geochem., 8 (supplement 2): 125–130. 

JAWOROWSKI K., 1979 — Transgresja morza kambryjskiego 

w pó³nocno-wschodniej Polsce. Pr. Inst. Geol., 94. 

JIAO L., ZHENG G., MINH T., RICHARDSON B., CHEN L., 

ZHANG Y., YEUNG L., LAM J., YANG X., LAM P., 

WONG M., 2009 — Persistent toxic substances in remote 

lake and coastal sediments from Svalbard, Norwegian Arctic: 

Levels, sources and fluxes. Environ. Pollut., 157: 1342–1351. 

JONES A., MONTANARELLA L., JONES R. (red.), 2005 — 

Soil atlas of Europe. Soil Bureau Network European Commission. 

Office for Official Publications of the European 

Communities, Luxembourg. 

KABATA-PENDIAS A., PENDIAS H., 1999 — Biogeochemia 

pierwiastków œladowych. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. 

KADÛNAS V., BUDAVIÈIUS R., GREGORAUSKIENE V., 

KATINAS V., KLIAUGIENE E., RADZEVIÈIUS A., TA- 

RAŠKEVIÈIUS R., 1999 — Geochemical atlas of Lithuania. 

Geological Survey of Lithuania. Geol. Inst., Vilnius. 

KIEKENS L., 1995 — Zinc. W: Heavy metals in soils (red. 

B.J. Alloway): 284–305. Blackie Academic & Professional, 

London. 

KÏAVIÒÐ M., BRIEDE A., RODINOV V., KOKORÎTE I., PA- 

RELE E., KLAVIÒA I., 2000 — Heavy metals in rivers of 

Latvia. Sci. Total Environ., 262: 175–183. 

KÏAVIÒÐ M., RODINOV V., PARELE E., CINIS V., 1992 — 

Heavy metals speciation in sediments of Daugava River. 

Proceedings of the Latvian Academy of Sciences, Section B, 

No. 12: 53–56. 

KOLJONEN T. (red.), 1992 — The geochemical atlas of Finland. 

Part 2: Till. Geol. Survey of Finland, Espoo. 

KULIKOVA I., SEISUMA Z., 2005 — Spatial and temporal distribution 

of metals in sediment of Gulf of Riga (the Baltic 

Sea). Ekologija, 2: 6–10. 

LI J., CHENG H., ZHANG G., QI S., LI X., 2009 — Polycyclic 

aromatic hydrocarbon (PAH) deposition to and exchange at 

the air-water interface of uhu, an urban lake in Guangzhou, 

China. Environ. Pollut., 157: 273–279. 

LINDSTRÖM M., 2001 — Urban land use influences on heavy 

metal fluxes and surface sediment concentrations of small 

lakes. Water, Air, Soil Pollut., 126, 3–4: 363–383.

LIS J., PASIECZNA A., 1995 — Atlas geochemiczny Polski, 

1:2 500 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

LUNDBERG C., 2005 — Eutrophication in the Baltic Sea from 

area-specific biological effects to interdisciplinary consequences. 

Environmental and Marine Biology, Department of 

Biology, Åbo Akademi University, Finland. 

LUNDQVIST T., BYGGHAMMAR B., 1994 — The Swedish 

Precambrian. W: National atlas of Sweden – geology (red. 

C. Fredén): 16–21. Geological Survey of Sweden. 

MIHALJEVIÈ M., 1999 — Mercury. W: Encyclopedia of geochemistry 

(red. C.P. Marshall, R.W. Fairbridge): 387–389. 

Kluwer Academic Publ. 

MIZERSKI W., 2004 — Geologia regionalna kontynentów. 

Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. 

MIZERSKI W., 2009 — Geologia Polski. Wyd. Nauk. PWN, 

Warszawa. 

MOJSKI J.E., 1993 — Europa w plejstocenie. Wyd. PAE, Warszawa. 

NIEMIRYCZ E., 2008 — Halogenated organic compounds in 

the environment in relation to climate change. Bibl. Ochrony 

Œrodowiska, Warszawa. 

NIEMIRYCZ E., BOGACKA T., TAYLOR R., 1996 — Udzia³ 

Polski w dop³ywie zanieczyszczeñ do Morza Ba³tyckiego. 

Wiad. IMiGW, 19, 3. 

NORDMYR L., ÖSTERHOLM P., ÅSTRÖM M., 2008 — Estuarine 

behaviour of metal loads leached from coastal lowland 

acid sulphate soils. Marine Environ. Res., 66: 378–393. 

PASIECZNA A., 2003 — Atlas zanieczyszczeñ gleb miejskich 

w Polsce. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

RAMAMOORTHY S., RAMAMOORTHY S., 1997 — Chlorinated 

organic compounds in the environment. Lewis Publishers. 

RANK G., KARDEL K., PÄLCHEN W., WEIDENSDÖRFER 

H., 1999 — Bodenatlas des Freistaates Sachsen. Sächsiches 

Landesamt für Umwelt und Geologie, Dresden. 

REAVES G.A., BERROW M.L., 1984 — Total lead concentrations 

in Scottish soils. Geoderma, 32: 1–8. 

REIMANN C., ÄYRÄS S., CHEKUSIN V., BOGATYREV I., 

BOYD R., CARITAT P., DUTTER R., FINNE T.E., HAL- 

LERAKER J.H., JÆGER Ø., KASHULINA G., LEHTO O., 

NISKAVAARA H., PAVLOV V., RÄISÄNEN M.L., 

STRAND T., VOLDEN T., 1998 — Environmental geochemical 

atlas of the Central Barents Region. Geol. Survey of 

Norway. Trondheim. 

REIMANN C., SIEWERS U., TARVAINEN T., BITYUKOVA 

L., ERIKSSON J., GILUCIS A., GREGORAUSKIENE V., 

LUKASHEV V., MATINIAN N.N. PASIECZNA A., 2003 

— Agricultural soils in Northern Europe: A geochemical 

atlas. Geologisches Jahrbuch, Sonderhefte, Reihe D, Heft 

SD 5, Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart. 

Literatura 

REISS D., RIHM B., THÖNI C., FALLER M., 2004 — Mapping 

stock at risk and release of zinc and copper in Switzerland 

– dose response functions for runoff rates derived from 

corrosion rate data. Water, Air, Soil Pollut., 159: 101–113. 

ROCHER V., AZIMI S., GASPERI J., BEUVIN L., MUL- 

LER M., MOILLERON R., CHEBBO G., 2004 — Hydrocarbons 

and metals in atmospheric deposition and roof runoff 

in Central Paris. Water, Air, Soil Pollut., 159: 67–86. 

ROOS M., ÅSTRÖM M., 2006 — Gulf of Bochnia receives high 

concentrations of potentially toxic metals from acid sulphate 

soils. Boreal Environ. Res., 11: 386–388. 

SALMINEN R. (red.), 2005 — Geochemical atlas of Europe. 

Part I. Background information, methodology and maps. 

Geological Survey of Finland, Espoo; http://www.gtk. 

fi/publ/foregsatlas/ 

SALMINEN R., TARVAINEN T., DEMETRIADES A. i in., 

1998 — FOREGS Geochemical Mapping Field Manual. 

Geological Survey of Finland, Espoo. 

SEISUMA Z., KULIKOVA I., 2007 — Behaviour of heavy metals 

in Daugava plume zone (1999–2003, Gulf of Riga, 

the Baltic Sea). Geologija, 58: 10–15. 

SEVERSON R.C., GOUGH L.P., van den BOOM G., 1992 — 

Baseline concentrations in soils and plants. Wattenmeer National 

Park, North and East Frisian Islands, Federal Republic 

of Germany. Water, Air, Soil Pollut., 61: 169–184. 

SJÖBLOM A., HÅKANSSON K., ALLARD B., 2004 — River 

water metal speciation in a mining region – the influence of 

wetlands, limning, tributaries, and groundwater. Water, Air, 

Soil Pollut., 152: 173–194. 

SPARKS D., 2005 — Toxic metals in the environment: the role 

of surfaces. Elements, 1, 4: 193. 

STANISZEWSKA M., BISTRAM K., 2006 — The source of 

environment danger of Polish maritime zone coursed by the 

marine transport. Journal of KONES Powertrain and Transport, 

13: 361–369. 

STARKEL L., 1977 — Paleogeografia holocenu. Wyd. Nauk. 

PWN, Warszawa. 

STEINNES E., 1995 — Mercury. W: Heavy metals in soils (red. 

B.J. Alloway): 78–92. Blackie Academic Press & Professional. 

Glasgow. 

STUPNICKA E., 1989 — Zarys geologii regionalnej œwiata. 

Wyd. Geol., Warszawa. 

TERELAK H., STUCZYÑSKI T., PIOTROWSKA M., 1997 — 

Heavy metals in agricultural soils in Poland. Pol. J. Soil. Sci., 

30, 2: 35–42. 

TERŠIÈ T., GOSAR M., ŠAJN R., 2009 — Impact of mining activities 

on soils and sediments at the historical mining area in 

Podjubelj, NW Slovenia. J. Geochem. Explor., 100: 1–10. 

53

USOWICZ B., HAJNOS M., SOKO£OWSKA Z., JÓZEFA- 

CIUK G., BOWANKO G., KOSSOWSKI J., USOWICZ J., 

2004 — Zmiennoœæ wybranych cech gleby w skali pola 

i gminy. Rocz. Glebozn., 55, 1: 237–247. 

USSENKOV S., 1997 — Contamination of harbor sediments in 

the eastern Gulf of Finland (Neva Bay), Baltic Sea. Environ. 

Geology, 32, 4: 274–280. 

USTAWA z dnia 20 grudnia 1996 r. o portach i przystaniach 

morskich (tekst jednolity). DzU 2002, Nr 110, poz. 967 

z póŸn. zm. 

VALLIUS H., LEIVUORI M., 1999 — The distribution of heavy 

metals and arsenic in recent sediments in Gulf of Finland. 

Boreal Environ. Res., 4: 19–29. 

VINK J., 2009 — The origin of speciation: Trace metal kinetics 

over natural water/sediment interfaces and the consequences 

for bioaccumulation. Environ. Pollut., 157: 519–527. 

de VOS W., TARVAINEN T. (red.), 2006 — Geochemical 

atlas of Europe. Part 2. Interpretation of geochemical maps, 


additional tables, figures, maps and related publications. 

Geological Survey of Finland, Espoo; http://www. 

gtk.fi/publ/foregsatlas/ 

WIDERLUND A., SHCHERBAKOVA E., FORBERG J., 

HOLSTRÖM H., ÖHLANDER B., 2004 — Laboratory simulation 

of flocculation processes in flooded tailings impoundment 

at the Kristinerberg Zn–Cu mine, northern Sweden. 

Appl. Geochem., 19: 1537–1551. 

WINTERHALTER B., FLODÉN T., IGNATIUS H., AX- 

BERG S., NIEMISTÖ L., 1981 — Geology of the Baltic 

Sea. W: The Baltic Sea (red. A. Voipio): 1–121. Elsevier 

Oceanography Series, Amsterdam. 

YURKOVSKIS A., POIKÂNE R., 2008 — Biogeochemical, 

physical and antropogenic transformations in the Daugava 

River estuary and plume, and the open Gulf of Riga (Baltic 

Sea) indicated by major and trace elements. J. Mar. Sys., 70: 

77–96.

Rozdzia³ 3 

KLIMAT, HYDROLOGIA I HYDRODYNAMIKA 

MORZA BA£TYCKIEGO 

Charakterystykê klimatyczno-hydrologiczn¹ Morza 

Ba³tyckiego oparto g³ównie na danych pochodz¹cych 

z opracowañ: Majewski, Lauer, red. (1994), Miêtus, red. 

(1996), Feistel, Nausch, red. (2008) oraz von Storch, 

Omstedt, red. (2008). Do opisu warunków klimatycznych 

wykorzystano tak¿e materia³y z kilkunastu stacji meteorologicznych 

rozmieszczonych w s¹siedztwie morza (fig. 3.1). 

Osobnym Ÿród³em, coraz powszechniej wykorzystywanym 

w klimatologii, ale te¿ w oceanografii, s¹ dane 

3.1. Wybrane elementy klimatu 

Dop³yw energii s³onecznej. G³ównym Ÿród³em energii 

cieplnej kszta³tuj¹cej warunki termiczne wód na powierzchni 

Ba³tyku jest promieniowanie s³oneczne. Wyniki 

pomiarów na stacjach aktynometrycznych w Ko³obrzegu, 

Gdyni, St. Petersburgu, Helsinkach i Sztokholmie, 

oscyluj¹ce ko³o wartoœci 3500 MJ/m 2 rok docieraj¹cego 

promieniowania ca³kowitego, wskazuj¹ na kilkuprocentowe 

ró¿nice miêdzy tymi stacjami (najwy¿sza 

w Ko³obrzegu, najni¿sza w St. Petersburgu). Wa¿nym 

wskaŸnikiem elementu solarnego jest us³onecznienie, 

które wyra¿ane jest w liczbie godzin „ze s³oñcem”; w tym 

przypadku zawiera siê ono miêdzy 1592 (Lund) a 1881 

(Visby). W rozk³adzie rocznym wyraŸnie zaznacza siê 

ma³e us³onecznienie w grudniu i styczniu (70%), 

szczególnie listopad i grudzieñ, kiedy w wiêkszoœci stacji 

by³o ono �80%. Zachmurzenie wyraŸnie mniejsze obserwowano 

miêdzy majem a sierpniem, w wiêkszoœci stacji 

by³o poni¿ej 60% lub tê wartoœæ nieznacznie przekracza³o. 

Elementem wyraŸnie skojarzonym z zachmurzeniem 

s¹ tzw. dni pogodne oraz pochmurne. Za dni pochmurne 

55

uznaje siê takie, gdy zachmurzenie dobowe by³o równe 

lub wiêksze od 80%, natomiast pogodne, gdy by³o mniejsze 

lub równe 20%. Rozk³ad dni pogodnych w ci¹gu roku 

jest geograficznie bardziej zró¿nicowany, liderem jest tutaj 

Hel, gdzie od marca do wrzeœnia odnotowuje siê wiêcej 

ni¿ 5 dni pogodnych, a wiêcej nawet ni¿ 7 dni w maju, 

czerwcu i sierpniu. WyraŸne minimum dni pogodnych 

zaznacza siê w okresie jesienno-zimowym. Najwiêcej dni 

pochmurnych mamy w Ko³obrzegu, najmniej w Arkonie, 

a dni pogodnych najwiêcej w Helu, najmniej w Tallinie. 

Roczny rozk³ad dni pochmurnych jest zbli¿ony do œred- 

56 

Klimat, hydrologia i hydrodynamika Morza Ba³tyckiego 

Fig. 3.1. Stacje meteorologiczne na wybrze¿u Ba³tyku 

niego zachmurzenia. Wiêcej ni¿ po³owa dni pochmurnych, 

a w niektórych stacjach ponad 20 dni przypada na 

listopad i grudzieñ. 

Doœæ czêstym zjawiskiem nad Ba³tykiem jest wystêpowanie 

mg³y. W skali roku, w czasie ponad 60 dni wystêpuje 

ona u wybrze¿y Szwecji (Visby i Hanö), ko³o Rugii 

(Arkona) oraz na wybrze¿u £otwy (Ventspils), niewiele 

rzadziej w pozosta³ych miejscach, a wyj¹tkowo 

uprzywilejowane s¹ Rönne na Bornholmie oraz Hel 

(mniej ni¿ 30 dni w roku). Najczêœciej (wiêcej ni¿ 5 dni 

w miesi¹cu) mg³y pojawiaj¹ siê w paŸdzierniku, grudniu

i marcu oraz w kwietniu. W czasie od maja do wrzeœnia 

dni z mg³¹ jest znacznie mniej (przeciêtnie 2–3 dni). 

Œrednie roczne oraz miesiêczne wartoœci ciœnienia atmosferycznego 

nie wykazuj¹ istotnych ró¿nic przestrzennych 

ani sezonowych. Ró¿nica miêdzy wartoœciami œrednimi 

rocznymi w Arkonie (1015,1 hPa) – najbardziej na 

po³udniu, a Maarianhamina – najbardziej na pó³nocy 

(1011,9 hPa), wynosi tylko 3,2 hPa. Podwy¿szone wartoœci 

œredniego miesiêcznego ciœnienia (>1015 hPa) obserwowane 

s¹ najczêœciej w maju, styczniu, lutym i paŸdzierniku. 

Typowy dla zimy uk³ad izobar wskazuje na 

dominacjê i intensyfikacjê nap³ywu polarnomorskich 

mas powietrza znad Atlantyku nad obszar zlewiska Morza 

Ba³tyckiego. Z kolei w lecie, przy o po³owê mniejszych 

ró¿nicach ciœnienia i prawie równole¿nikowym 

przebiegu izobar, obserwujemy wyraŸne os³abienie nap³ywu 

mas powietrza polarnomorskiego. 

Wiatr. Kierunki wiatru – œrednie roczne, jak iwposzczególnych 

miesi¹cach – wskazuj¹ na przewagê nap³ywu 

mas powietrza z po³udniowego zachodu (przedzia³ 

180–270°). Stosunkowo nieliczne przypadki dominacji 

z sektora pó³nocnego NW–NE (315–45°) wystêpuj¹ najczêœciej 

w ciep³ym pó³roczu. 

Prêdkoœci wiatru nad Ba³tykiem, wyra¿ane wartoœciami 

œrednimi rocznymi, mieszcz¹ siê w przedziale od 

3,2 m/s w Kaliningradzie i 3,4 m/s w Ko³obrzegu do 

7,8 m/s w Hanö; w pozosta³ych stacjach wynosz¹ 4–5 m/s. 

Wy¿sze œrednie miesiêczne prêdkoœci wiatru obserwowane 

s¹ w okresie jesienno-zimowym. Hanö i Arkona 

zdecydowanie wyró¿niaj¹ siê w grupie 16 analizowanych 

stacji; w Hanö w ka¿dym miesi¹cu œrednia prêdkoœæ wiatru 

przekracza 6 m/s, a w Arkonie tylko w czerwcu jest 

nieco mniejsza (5,7 m/s). 

Prêdkoœci wiatru nad otwart¹ przestrzeni¹ wodn¹ 

Ba³tyku, ze wzglêdu na brak przeszkód terenowych – 

mniejsze opory ruchu powietrza, s¹ nieco wiêksze ni¿ rejestrowane 

na stacjach po³o¿onych na l¹dzie. Mniejsze 

zak³ócenia kierunku wiatru sprawiaj¹, ¿e wektory dominuj¹cych 

kierunków (z SW) s¹ mniej zró¿nicowane. 

Œrednia roczna prêdkoœæ wiatru na Ba³tyku mieœci siê 

w przedziale od 6 do 8 m/s. Wartoœci mniejsze od 6 m/s 

wystêpuj¹ w strefie przybrze¿nej, a wiêksze od 7 m/s nad 

Ba³tykiem W³aœciwym, najwiêksze, powy¿ej 8 m/s, 

w Zatoce Pomorskiej. 

Wiatry, szczególnie silne sztormowe, wystêpuj¹ce nad 

Ba³tykiem s¹ powi¹zane z przemieszczaniem siê oœrod- 

Wybrane elementy klimatu 

ków ni¿owych, które nie s¹ rzadkoœci¹ na prze³omie jesieni 

i zimy. Ich tory wiod¹ nad Ba³tyk najczêœciej znad 

Morza Pó³nocnego albo Norweskiego. Wartoœæ graniczna, 

od której wiatr klasyfikuje siê jako sztorm, to 8°B, co 

odpowiada 17 m/s. Niekiedy do sztormów zaliczane s¹ 

równie¿ wiatry nieco s³absze, ju¿ o prêdkoœci 15 m/s. 

Wiêkszoœæ z nich pojawia siê w czasie od paŸdziernika do 

stycznia. Sztormy s¹ najczêœciej obserwowane w rejonie 

od Cieœnin Duñskich, przez po³udniow¹ czêœæ Ba³tyku 

W³aœciwego, a¿ po Zatokê Fiñsk¹ (2–8% obserwowanych 

przypadków). W paŸdzierniku i w listopadzie zaznacza 

siê jeszcze drugie, obszarowo mniejsze, ale aktywne 

centrum (3–5% przypadków) nad Morzem Botnickim, 

które w grudniu rozci¹ga siê jeszcze nad Zatokê Botnick¹. 

W styczniu du¿a liczba sztormów (5–10%) wystêpuje 

nad Ba³tykiem W³aœciwym. 

Czêstoœæ wystêpowania sztormów na Ba³tyku w poszczególnych 

latach jest zró¿nicowana, np. na po³udniowym 

Ba³tyku w okresie 1970–2003 ich liczebnoœæ waha³a 

siê od 5 do 37, przy œredniej rocznej wynosz¹cej 19. Z podobn¹ 

czêstoœci¹ tych zjawisk spotykamy siê w pó³nocno- 

-wschodnim rejonie Ba³tyku W³aœciwego u wybrze¿y 

wyspy Saaremaa, gdzie w okresie 1948–2003 notowano 

od 2 do 36 przypadków rocznie, œrednio 20 (fig. 3.2). 

Sztormy nie mog¹ byæ jednoznacznie kategoryzowane. 

Skutki ich oddzia³ywania na œrodowisko i gospodarkê s¹ 

bowiem ró¿ne, niszczycielskie w stosunku do strefy brzegowej 

i œrodków transportu morskiego, ale te¿ poprawiaj¹ce 

walory morskich akwenów poprzez falowanie 

wód i zwi¹zane z nim intensywne ich mieszanie. 

Temperatura powietrza. Œrednia roczna temperatura 

powietrza na obrze¿u po³udniowego Ba³tyku wynosi od 

5,3°C w Maarianhamina do 7,9°C w Arkonie i Ko³obrzegu. 

Bardziej wyraziœcie zaznaczaj¹ siê ró¿nice w wartoœciach 

miesiêcznych. Najwczeœniej ujemne œrednie miesiêczne 

temperatury powietrza pojawiaj¹ siê na wschodnim 

wybrze¿u (Kaliningrad, Ventspils i Tallin) oraz na 

Wyspach Alandzkich (Maarianhamina). W zimie (styczeñ 

i luty) temperatury ujemne wystêpuj¹ na wszystkich 

stacjach z wyj¹tkiem Arkony, a w marcu jeszcze w Tallinie 

i Maarianhamina. Temperatury wy¿sze od 15°C s¹ 

notowane w lecie: pocz¹wszy od czerwca do sierpnia. 

W ró¿nicowaniu przestrzennym temperatury powietrza 

w lutym nad Ba³tykiem widoczne jest jej obni¿anie, 

od wartoœci dodatnich w rejonie Cieœnin Duñskich do ni¿szych 

od –4°C w pó³nocnej czêœci Ba³tyku W³aœciwego 

57

oraz ni¿szych od –10°C w pó³nocnej czêœci Zatoki Botnickiej. 

Przebieg izoterm we wschodniej i pó³nocno- 

-wschodniej czêœci Ba³tyku wskazuje na zaznaczaj¹ce siê 

oddzia³ywanie kontynentalizmu wschodnioeuropejskiego. 

Temperatura powietrza w lecie (w sierpniu) jest nad 

Ba³tykiem mniej zró¿nicowana ni¿ w zimie. Przebieg 

izoterm jest zbli¿ony do równole¿nikowego, na po³udniu 

wartoœci 17°C pokrywaj¹ siê z polsk¹ lini¹ brzegow¹ 

Ba³tyku, w rejonie Wysp Alandzkich przebiega izoterma 

15°C, a na pó³nocny izoterma 13°C graniczy z brzegiem 

Zatoki Botnickiej. 

Najni¿sze notowane temperatury powietrza w analizowanych 

stacjach (w okresie 1961–1990) wynosi³y od 

–32,9°C w Maarianhamina do –17,0°C w Arkonie. Tylko 

w lipcu i w sierpniu nie notowano ujemnych wartoœci 

temperatury we wszystkich stacjach. W czerwcu temperatury 

ujemne wystêpuj¹ jeszcze w Ventspils, Maarianhamina 

i Visby, a we wrzeœniu ju¿ tylko w Arkonie i Hanö 

nie spada³y poni¿ej zera. 

Najwy¿sza notowana temperatura wszêdzie przekracza³a 

30°C, w Ko³obrzegu i Hanö 34,6°C, a w Maarianhamina 

30,7°C. Stosunkowo wysokie wartoœci temperatury 

maksymalnej, przekraczajace 10°C, notowane by³y równie¿ 

w miesi¹cach zimowych. 

58 


Fig. 3.2. Liczba dni sztormowych w pó³nocno-wschodnim rejonie Ba³tyku W³aœciwego 

Opady atmosferyczne (za opad przyjmuje siê wartoœæ 

dobow¹ >0,1 mm) s¹ zjawiskiem bardzo czêstym 

w rejonie Morza Ba³tyckiego. Analiza danych z 30-lecia 

(1961–1990) wskazuje, ¿e liczba dni z opadem na obrze- 

¿u Ba³tyku mieœci³a siê w przedziale od 158 do 182 dni 

i by³a niewiele mniejsza od po³owy dni w roku. Najczêœciej 

pada w K³ajpedzie, Ko³obrzegu, Kaliningradzie i Tallinie 

(�180 dni). Najbardziej obfituj¹cymi w opady s¹ listopad, 

grudzieñ i styczeñ (pada przez oko³o 20 dni w ka¿dym 

z tych miesiêcy), a najrzadziej pada miêdzy kwietniem 

a wrzeœniem (mniej ni¿ 15 dni). 

Klimatyczny bilans wodny Morza Ba³tyckiego. Pojêcie 

klimatycznego bilansu wodnego obejmuje atmosferyczn¹ 

wymianê wody w relacjach opad–parowanie. Oba 

elementy sprawiaj¹ wiele trudnoœci przy ustalaniu ich dla 

okreœlonych miejsc, a dla obszarów morskich szczególnie. 

W okresie 1979–2002 wysokoœæ opadu atmosferycznego 

na powierzchniê Ba³tyku wynios³a œrednio ok. 600 mm, 

parowanie z wolnej powierzchni morza 460 mm, a ró¿nica 

bilansowa (opad–parowanie) by³a dodatnia i wynios³a 

140 mm. W ci¹gu 23 lat wielkoœæ opadu nie ulega³a zmianom, 

a parowanie ros³o, w efekcie ró¿nica bilansowa ma 

tendencjê malej¹c¹, co sprawia, ¿e zysk netto z opadów 

atmosferycznych siê zmniejsza. W przebiegu rocznym

zaobserwowano wyraŸny rytm obu analizowanych parametrów 

– mniejsze opady w drugiej po³owie zimy i wiosn¹ 

oraz wiêksze latem i jesieni¹. Roczny rozk³ad klimatycznych 

strat wody jest charakterystyczny dla Ba³tyku – zakumulowane 

w morzu ciep³o jest wydatkowane póŸnym latem, 

a zw³aszcza jesieni¹ i na pocz¹tku zimy. W efekcie 

nadwy¿ki s³odkiej wody pochodz¹cej z opadów atmosferycznych 

wystêpuj¹ od stycznia do lipca (w grudniu s¹ œladowe), 

a od sierpnia do listopada w Ba³tyku jej nie przybywa 

(Omstedt i in., 1997; Rutgersson i in., 2002). 

Dop³yw wód rzecznych do Ba³tyku. Wody rzeczne 

spe³niaj¹ istotn¹ rolê jako sk³adnik s³odkowodnego bilansu 

wodnego i tym samym zauwa¿aln¹ – podstawow¹, 

kszta³tuj¹c¹ i modyfikuj¹c¹ zasolenie wód ba³tyckich. 

Setki rzek wprowadza do Ba³tyku s³odk¹ wodê, której objêtoœæ 

œredniorocznie przekracza 500 km 3 i prawie 9-krot- 

3.2. Hydrologia i hydrodynamika Ba³tyku 

Najbardziej konserwatywnym sk³adnikiem wody morskiej 

jest jej zasolenie. W oceanach jest ono s³abo zró¿nicowane 

zarówno na powierzchni, jak i w profilach pionowych, 

a ró¿nice nie przekraczaj¹ kilku psu. Inaczej kszta³tuje 

siê zasolenie w morzach o ograniczonych kontaktach 

z oceanem, do których zalicza siê Ba³tyk. Powierzchniow¹ 

warstwê wody ba³tyckiej cechuje charakterystyczny 

uk³ad przestrzenny zasolenia: wysokie wartoœci, rzêdu 

18–28 psu w Kattegacie, 10–20 psu w Cieœninach Duñskich, 

6–10 psu w Ba³tyku W³aœciwym oraz mniejsze, 

rzêdu 4 psu, we wschodniej czêœci Zatoki Fiñskiej i w Zatoce 

Botnickiej (Cyberska, 1994). Zasolenie na powierzchni 

Morza Ba³tyckiego jest wynikiem relacji miêdzy 

sk³adnikami bilansu wodnego (dodatni bilans klimatyczny 

oraz obfity dop³yw wód s³odkich do morza). Z kolei 

efekt bilansowy i ogólnie mniejsze zasolenie sprawiaj¹, 

¿e poziom wody w Ba³tyku jest wy¿szy, a ten utrudnia 

nap³yw wód s³onych od Morza Pó³nocnego. Warunki 

anemometryczne (przewaga wiatrów z sektora zachodniego) 

formuj¹ rozk³ad pr¹dów na powierzchni morza 

i w efekcie przebieg izohalin (we wschodniej czêœci morza 

odchylonych ku pó³nocy, a w zachodniej – na po³udnie). 

Charakterystyczny dla Ba³tyku jest dwuwarstwowy 

rozk³ad zasolenia w profilu pionowym, w którym wyró¿nia 

siê warstwê górn¹ izohalinow¹, mniej s³on¹, o jedna- 

Hydrologia i hydrodynamika Ba³tyku 

nie przewy¿sza objêtoœæ s³odkiej wody pozyskiwanej bezpoœrednio 

na powierzchniê morza (wynik ró¿nicy w bilansie 

klimatycznym P–E). Rozk³ad œrednich rocznych 

wartoœci dop³ywu wód rzecznych w okresie 1901–1990 

oscyluje miêdzy 350 a 650 km 3 i jest zbli¿ony do normalnego. 

W ogólnej objêtoœci wód rzecznych zasilaj¹cych 

Ba³tyk oko³o 20% stanowi dop³yw do Ba³tyku W³aœciwego 

(najwiêcej wody pochodzi z Wis³y, Odry i Niemna). 

Roczne wartoœci dop³ywu do tego regionu oscyluj¹ miêdzy 

75 a 150 km 3 , w okresie 1951–1990 nie wykazuj¹ 

istotnego trendu, ale obserwowane s¹ stosunkowo du¿e 

fluktuacje rocznych wartoœci dop³ywu (Cyberski, Wróblewski, 

2000). Najwiêcej wody do tego regionu Ba³tyku 

wprowadzane jest w czasie zwiêkszonych przep³ywów 

po roztopach wiosennych (od marca do maja), a najmniej 

w koñcu lata i na pocz¹tku jesieni. 

kowym zasoleniu, i doln¹ z bardziej s³on¹ wod¹. Warstwy 

te s¹ przedzielone haloklin¹, w obrêbie której wystêpuj¹ 

wyraŸne zmiany zasolenia. Taki uk³ad nie jest identyczny 

w obrêbie ca³ego Ba³tyku, ale wrêcz przestrzennie 

bardzo zró¿nicowany. W Kattegacie haloklina wystêpuje 

na g³êbokoœci niespe³na 20 m, w Basenie Arkoñskim 

na 30–40 m, w Basenie Bornholmskim ok. 20 m g³êbiej 

(55–65 m), a jeszcze g³êbiej (70–90 m) w Basenie Wschodniogotlandzkim 

i w G³êbi Landsort (Kôuts, Omstedt, 

1993). W Zatoce Botnickiej jej wyrazistoœæ ulega znacznemu 

zatarciu. G³êbokoœæ, na której formuje siê haloklina, 

jak te¿ pionowy profil zasolenia nie s¹ sta³e, podlegaj¹ 

fluktuacjom w wyniku cyrkulacji termohalinowej wód 

morskich, powodowanej lokalnymi czynnikami anemometrycznymi, 

zmiennym uk³adem pr¹dów morskich oraz 

zró¿nicowanym dop³ywem wód s³odkich, jak równie¿ 

wlewów s³onych wód z Morza Pó³nocnego. 

W sytuacjach przeciêtnych na profilu pod³u¿nym Morza 

Ba³tyckiego – od Kattegatu do wschodniego krañca 

Zatoki Fiñskiej, jak równie¿ od Morza Alandzkiego do 

pó³nocnych wybrze¿y Zatoki Botnickiej – zasolenie siê 

zmniejsza, a izohaliny stopniowo siê zag³êbiaj¹. W miarê 

oddalania siê od Cieœnin Duñskich zagêszczenie izohalin 

maleje, œwiadcz¹c o postêpuj¹cym zmniejszaniu wyrazistoœci 

pionowego zró¿nicowania zasolenia powodowanego 

59

niewielkim dop³ywem wód bardziej zasolonych. W warstwie 

g³êbinowej zasolenie bywa o 30–100% wiêksze ni¿ 

na powierzchni. Tworz¹ siê przy tym charakterystyczne 

skupiska bardziej zasolonych wód w zag³êbieniach dna. 

Woda bardziej w nich zasolona, tym samym o wiêkszej 

gêstoœci, izoluje zag³êbienia od otoczenia, utrudnia cyrkulacjê, 

co nie pozostaje bez wp³ywu na warunki œrodowiskowe. 

Wartoœci zasolenia oraz natlenienia wód w g³êbokich 

partiach Ba³tyku s¹ zale¿ne od obfitoœci i czêstoœci wlewów 

s³onych wód pochodz¹cych z Morza Pó³nocnego. 

Intensywnoœæ wlewu okreœla siê na podstawie zasolenia 

wód w rejonie Morza Be³tów i czasu trwania wlewu (co 

jest powi¹zane objêtoœci¹ wlewu). Wyliczany indeks intensywnoœci 

wlewu mo¿e przyjmowaæ wartoœci od 0 do 

100. Serie wlewów w okresie 1880–2005, z przerwami 

obserwacji w czasie dwóch wojen œwiatowych, przeanalizowa³ 

Matthäus (2006). Najwiêkszy wlew w okresie po 

II wojnie œwiatowej wyst¹pi³ w roku 1951, a wartoœæ jego 

indeksu przekracza 50. Wiêksze wlewy s¹ zdarzeniami 

pojawiaj¹cymi siê sporadycznie. Bardzo obfite wlewy (o 

indeksie >30) wyst¹pi³y zaledwie 7 razy w badanych latach. 

Znacznie czêœciej obserwowano wlewy klasyfikowane 

jako œrednie albo s³abe, choæ i w tej grupie w ostatnich 

latach nast¹pi³o wyraŸne ich os³abienie (fig. 3.3). 

Charakterystyczna jest sezonowoœæ wystêpowania wle- 

60 


Fig. 3.3. Wlewy wód s³onych do Ba³tyku (wg Matthäus, 2006) 

wów; poza majem, czerwcem i lipcem zdarza³y siê w pozosta³ych 

miesi¹cach, ale te najwiêksze wy³¹cznie jesieni¹ 

i zim¹, z maksimum w grudniu. 

Wlewy bardziej s³onych i z regu³y lepiej natlenionych 

wód docieraj¹cych do g³êbi na Ba³tyku wywieraj¹ znacz¹cy 

wp³yw na warunki tlenowe panuj¹ce w ich obrêbie. 

Mo¿na te powi¹zania przeœledziæ na przyk³adzie bogatej 

serii wyników badañ w Basenie Bornholmskim z lat 

1960–2005 (Nausch i in., 2006) w powi¹zaniu z informacjami 

o wlewach podanymi przez Matthäusa (2006).) Zawartoœæ 

tlenu w warstwie wody poni¿ej g³êbokoœci 70 m 

wyraŸnie siê obni¿a do wartoœci bliskich zera (lub nieco 

ni¿szych – tzw. ujemny tlen = siarkowodór) w rezultacie 

d³u¿szych przerw miêdzy wlewami. Z kolei docieraj¹ce 

tutaj œwie¿e wody wlewowe doœæ szybko i znacz¹co podwy¿szaj¹ 

zawartoœæ tlenu, co mo¿na zaobserwowaæ na 

przyk³adzie lat 1993 i 2003, kiedy na pewien czas zlikwidowa³y 

siarkowodór w warstwach g³êbinowych. 

Ze wzglêdu na incydentalnoœæ bardziej obfitych wlewów 

oraz utrudnienia w przep³ywie wód g³êbinowych 

nad progami rozdzielaj¹cymi poszczególne baseny rzadko 

docieraj¹ one do oddalonych g³êbi we wschodnich 

i pó³nocnych czêœciach Ba³tyku W³aœciwego oraz Morza 

Botnickiego. Skutkuje to sezonowym, a nawet d³ugotrwa³ym 

niedotlenieniem (�2,1 ml/l) wód g³êbinowych 

w basenach: Bornholmskim, Gdañskim, Wschodnio-

i Zachodniogotlandzkim, Pó³nocnocentralnym oraz w g³êbiach 

Zatoki Fiñskiej. W stosunkowo p³ytkich rejonach 

w po³udniowo-zachodniej czêœci Ba³tyku, miêdzy innymi 

w Basenie Arkoñskim, obserwuje siê krótkookresowe, 

silne fluktuacje zasolenia w warstwie przydennej, nie 

zawsze powodowane intruzj¹ wód klasyfikowan¹ w kategoriach 

wlewów, ale zaburzeniami w procesach wymiany 

wód w obszarze Cieœnin Duñskich. 

Temperatura wody. Najbardziej charakterystyczn¹ 

cech¹ temperatury wód na powierzchni Ba³tyku jest jej 

cykliczna, sezonowa zmiennoœæ. W zimie (przyk³adem 

luty) w zatokach Botnickiej, Fiñskiej i Ryskiej temperatura 

warstwy powierzchniowej obni¿a siê do wartoœci 

0°C, a nawet do temperatury zamarzania wody s³onawej 

(ok. –0,5°C). W Ba³tyku W³aœciwym, z uwagi na znaczne 

zasoby ciep³a zakumulowane w du¿ej objêtoœci wód, proces 

wych³adzania jest powolniejszy, co sprawia, ¿e temperatura 

obni¿a siê wolniej i w zimie woda zachowuje 

wartoœci dodatnie w przedziale od 1 do 2°C, a nawet do 

4°C w czasie ³agodnych zim. W lecie (przyk³adem sierpieñ) 

temperatura na powierzchni przekracza 12–13°C 

w Zatoce Botnickiej, 16°C w Ba³tyku W³aœciwym 

i 17–18°C w jego strefie przybrze¿nej od strony po³udniowo-wschodniej 

(Cyberska, 1994). Temperatura wody, 

szczególnie w warstwie powierzchniowej, podlega 

du¿ym wahaniom, na co wp³ywaj¹ przede wszystkim 

zmienne warunki pogodowe, jak fluktuacje dop³ywu 

energii s³onecznej, adwekcja mas powietrza o ró¿nych 

w³aœciwoœciach fizycznych, zachmurzenie i opady atmosferyczne, 

warunki anemometryczne, a tak¿e cechy fizyczno-chemiczno-przyrodnicze 

powierzchniowej warstwy 

wód morskich. 

Zakres zmian temperatury wody w ci¹gu roku obejmuje 

nie tylko warstwê powierzchniow¹, ale siêga równie¿ 

w g³¹b akwenu, powoduj¹c jej specyficzne rozwarstwienie 

termiczne. Charakterystyczne dla wód ba³tyckich s¹ 

trzy sezonowe uk³ady termiczne: letni, wyrównany i odwrócony 

(£omniewski, 1975). Uk³ad letni – z najcieplejsz¹ 

wod¹ przy powierzchni o mi¹¿szoœci ok. 20–30 m 

i ni¿ej zalegaj¹c¹ termoklin¹ (letni¹), poni¿ej której wystêpuje 

ch³odna woda z poprzedniej zimy. Uk³ad wyrównany 

(homotermiczny, izotermiczny) pojawia siê na jesieni 

i wiosn¹, wtedy w ca³ym profilu temperatura jest 

niemal wyrównana (4–6°C), z niewielkim jej wzrostem 

w kierunku dna. Uk³ad termiczny odwrócony wystêpuje 

w zimie, wtedy przy powierzchni temperatura jest najni¿- 


sza, na przewa¿aj¹cej powierzchni Ba³tyku wy¿sza od 

1°C, wzrastaj¹ca do dna, nawet od 4–6°C. Stosunkowo 

wysokie wartoœci temperatury na wiêkszych g³êbokoœciach 

s¹ efektem nagromadzenia siê wód pochodz¹cych 

z tzw. ciep³ych wlewów. 

Struktura termohalinowa wód. Dwa parametry fizyczne: 

temperatura i zasolenie kszta³tuj¹ strukturê termohalinow¹ 

wód. Najogólniej mo¿na wyró¿niæ w Ba³tyku 

cztery warstwy wody (fig. 3.4), z których dwie s¹ autochtoniczne 

i w stropowej czêœci profilu tworz¹ wodê letni¹ 

(A) oraz wodê zimow¹ (B), rozdzielone letni¹ termoklin¹. 

Pod tymi warstwami s¹ allochtoniczne wody s³one 

(warstwy C i D), powi¹zane genetycznie z nap³ywem 

s³onych wód z Morza Pó³nocnego. Pod sta³¹ haloklin¹ 

(H1) wystêpuj¹ wody o nieco wy¿szej temperaturze, ale 

przede wszystkim o zasoleniu wiêkszym od wód zimowych 

autochtonicznych (w strefie B). Pod nimi wystêpuje 

Fig. 3.4. Uproszczony schemat struktury termohalinowej 

Ba³tyku 

61

stara woda z wczeœniejszych wlewów (D), niekiedy i nie 

we wszystkich rejonach Ba³tyku oddzielona wtórn¹ haloklin¹ 

(H2) od po³o¿onej wy¿ej masy wód (C). 

Przezroczystoœæ wód. W znacznym stopniu w zale¿noœci 

od warunków termicznych, jak te¿ wskutek dzia³alnoœci 

antropogenicznej kszta³tuje siê przezroczystoœæ powierzchniowej 

warstwy morza. Informacje pochodz¹ce 

z licznych pomiarów, wykonywanych za pomoc¹ kr¹¿ka 

Secchi’ego i zbieranych od wielu dziesiêcioleci, pozwalaj¹ 

na orientacyjn¹ ocenê zmian przezroczystoœci wód 

w Ba³tyku. Dodane do nich badania zawartoœci chlorofilu 

w dwumetrowej powierzchniowej warstwie wody wskazuj¹ 

na pewne przestrzenne zró¿nicowanie przezroczystoœci. 

Osi¹ga ono wartoœci od 5 do 10 m Secchi’ego, przy 

tym lepsze warunki obserwowane s¹ w Kattegacie ni¿ 

w Zatoce Fiñskiej. Poprawê przezroczystoœci w ostatnich 

latach widaæ w Kattegacie i Basenie Arkoñskim, a pogarszanie 

w Zatoce Fiñskiej i Zatoce Botnickiej. Zawartoœæ 

chlorofilu (w �L –1 ) w lecie jest najni¿sza w Kattegacie 

i Basenie Arkoñskim (poni¿ej 2 �L –1 ), z wyraŸn¹ tendencj¹ 

wzrostu w okresie 1975–2005 w Zatoce Fiñskiej. 

Gêstoœæ wody morskiej (�t), któr¹ obiegowo wyra¿a 

siê pojêciem gêstoœci umownej, jest fizycznie zale¿na od 

temperatury i zasolenia wody oraz ciœnienia hydrostatycznego. 

W oceanie, gdzie ró¿nice zasolenia s¹ niewielkie, 

temperatura wody i ciœnienie hydrostatyczne decyduj¹ 

o jej wartoœci. W Ba³tyku w zwi¹zku z du¿ymi ró¿nicami 

zasolenia i stosunkowo niewielkimi g³êbokoœciami 

to zasolenie przede wszystkim kszta³tuje gêstoœæ, a wp³yw 

ciœnienia hydrostatycznego jest drugorzêdny i mo¿e byæ 

pomijany. WyraŸny wp³yw temperatury wody na jej gêstoœæ 

obserwuje siê powy¿ej sta³ej halokliny, w warstwie 

górnej izohalinowej (o wyrównanym zasoleniu). Poni¿ej 

halokliny o gêstoœci decyduje zasolenie i nie zauwa¿a siê 

oddzia³ywania temperatury na gêstoœæ. 

W profilu pionowym sezonowe zmiany gêstoœci nawi¹zuj¹ 

do cyklicznych zmian temperatury, powoduj¹c 

obni¿anie gêstoœci w porze cieplejszej i jej wzrost w porze 

ch³odniejszej, w przedziale 1–3 jednostek �t. WyraŸny 

skok gêstoœci umownej zauwa¿a siê w obrêbie piknokliny, 

której po³o¿enie pokrywa siê z haloklin¹. Ró¿nice gêstoœci 

wody miêdzy powierzchni¹ morza a dnem zawieraj¹ siê 

w przedziale od 2 do prawie 10 jednostek �t, zdecydowanie 

wiêksze s¹ w Ba³tyku po³udniowo-zachodnim. 

W profilach pod³u¿nych przebiegu gêstoœci wody 

w Ba³tyku reprezentuj¹cych trzy okresy: prze³om zimy 

62 


i wiosny, lato oraz jesieñ zauwa¿a siê oddzia³ywanie zarówno 

temperatury wody, jak i jej zasolenia. Znaczne zagêszczenie 

izopikn wystêpuje w rejonie du¿ych gradientów 

zasolenia (Basen Bornholmski i Rynna S³upska) 

i wyraŸnie mniejsze w Basenie Wschodniogotlandzkim. 

Przy ogólnej tendencji obni¿ania siê izopikn w miarê oddalania 

siê od Basenu Bornholmskiego do Zatoki Fiñskiej, 

podobnej do przypadku zasolenia (obni¿anie izohalin), 

obserwuje siê czêœciowe z³agodzenie tego zjawiska 

jako skutek oddzia³ywania temperatury wody w porze 

letniej, w jej górnej warstwie. 

Zjawiska lodowe na Ba³tyku wystêpuj¹ w czasie ka¿dej 

zimy, ale ze zmiennym natê¿eniem, na które sk³adaj¹ 

siê: maksymalna powierzchnia objêta zlodzeniem, mi¹¿szoœæ, 

masa lodu i jego struktura, okres oraz czas wystêpowania 

zjawisk, daty pocz¹tku i koñca zjawisk, dynamika 

narastania i zaniku lodu. Powszechnie uznawane s¹ za 

wartoœciowe materia³y dokumentuj¹ce zjawiska lodowe 

na Ba³tyku z dat¹ pocz¹tkow¹ 1720 r. Ze wzglêdu na to, 

¿e maksymalne zlodzenie Ba³tyku oscyluje miêdzy powierzchni¹ 

licz¹c¹ teoretycznie 0 km 2 (zupe³ny brak lodu) 

a 420 000 km 2 (ca³kowicie zalodzona powierzchnia 

morza), uznano, ¿e indeks lodowy MIB, odznaczaj¹cy siê 

du¿¹ roczn¹ zmiennoœci¹, mo¿e byæ wykorzystywany 

w klimatologii jako miara surowoœci zim na obszarze 

Ba³tyku (fig. 3.5). 

Czas trwania zjawisk lodowych na Ba³tyku jest bardzo 

zró¿nicowany geograficznie. W Zatoce Botnickiej zjawiska 

trwaj¹ najd³u¿ej: od 130 do prawie 200 dni, na Morzu 

Botnickim od 50 do 140 dni, w Zatoce Fiñskiej od 40 do 

140 dni, w Zatoce Ryskiej od 70 do 110 dni, a na Ba³tyku 

W³aœciwym od 0 do 40 dni (Dziadziuszko, 1994). 

Pr¹dy morskie. W Ba³tyku spotykamy siê z dwojakiego 

rodzaju horyzontalnym przemieszczaniem wód – 

barotropowym i baroklinowym. Pr¹dy barotropowe s¹ najczêœciej 

generowane wiatrem oraz nachyleniem zwierciad³a 

wody i dop³ywem wód rzecznych do morza. Wystêpuj¹ 

na ca³ym Ba³tyku, a ich rozwój odbywa siê zgodnie 

z ogólnymi zasadami cyrkulacji typowej dla obszarów 

estuariowych. Przyczyn¹ pr¹dów baroklinowych s¹ 

ró¿nice gêstoœci i ciœnienia hydrostatycznego. Tego rodzaju 

przemieszczanie siê mas wody odbywa siê w tych 

czêœciach Ba³tyku, gdzie wystêpuje wyraŸne rozwarstwienie 

gêstoœciowe wód, tj. od Kattegatu przez Cieœniny Duñskie, 

Morze Ba³tów i Ba³tyk W³aœciwy. Prêdkoœci w tych 

pr¹dach s¹ bardzo zró¿nicowane i wynosz¹ od 10 –1 do

10 2 cm/s, mniejsze wartoœci dominuj¹ w obrêbie Ba³tyku 

W³aœciwego, wiêksze w Cieœninach Duñskich (Jacobsen, 

1980; Jankowski, 1988). 

Pr¹dy baroklinowe spe³niaj¹ niezmiernie istotn¹ rolê 

w podtrzymywaniu zasolenia wód w g³êbokich warstwach 

w Ba³tyku. W przeciêtnych warunkach hydrologicznych 

strumieñ silnie zasolonej wody nap³ywa jako 

pr¹d kompensacyjny od Morza Pó³nocnego przez Skagerrak, 

Kattegat i Cieœniny Duñskie do Basenu Arkoñskiego, 

podlegaj¹c na tej drodze znacznym transformacjom, 

obni¿aj¹c stopniowo swoje zasolenie. Dalej kieruje 

siê do Basenu Bornholmskiego i na zasadzie intruzji 

(z racji podobieñstwa gêstoœci) wchodzi w jego masy wody 

na poziomie o podobnej gêstoœci. Zasolenie wód tego 

pr¹du nie jest jedynym kryterium kszta³tuj¹cym g³êbokoœæ 

jego nurtu, bowiem wp³yw na gêstoœæ ma równie¿ 

temperatura. W sytuacji tzw. ciep³ych wlewów (wody 

o mniejszej gêstoœci) pr¹d baroklinowy mo¿e przemieszczaæ 

siê w pewnym oddaleniu od dna i tym samym zalegaj¹ce 

w g³êbi basenów s³one masy wody nie s¹ wypiera- 


Fig. 3.5. Maksymalna powierzchnia zlodzenia Ba³tyku w latach 1951–2007 

ne. Pr¹dy o du¿ym zasoleniu i dodatkowo niskiej temperaturze 

(z czym ³¹czy siê równie¿ wy¿sze natlenienie) 

spe³niaj¹ nadzwyczaj po¿yteczn¹ rolê w odœwie¿aniu 

(wentylacji) wód g³êbinowych. 

Pr¹dy na powierzchni Ba³tyku, nale¿¹ce do gatunku barotropowych, 

s¹ generowane g³ównie wiatrami, w zwi¹zku 

z czym ich ogólny rozk³ad nawi¹zuje do dominuj¹cych kierunków 

wiatrów. Prêdkoœci obserwowanych pr¹dów s¹ 

ogólnie niewielkie, w wiêkszoœci ok. 20 cm/s, rzadko kilkadziesi¹t 

cm/s. Wiêksze prêdkoœci, powy¿ej 100 cm/s, mog¹ 

wystêpowaæ w strefie przybrze¿nej w postaci pr¹dów rozrywaj¹cych 

– w¹skich strumieni prostopad³ych do brzegu wyprowadzaj¹cych 

wodê w morze. W czasie silnych sztormów 

prêdkoœci pr¹dów mog¹ przekraczaæ nawet 200 cm/s. 

Upwelling – zjawisko wynoszenia ku powierzchni 

mas wody z g³êbi, znane z licznych miejsc na globie i obserwowane 

równie¿ na Ba³tyku, odgrywa nadzwyczaj 

wa¿n¹ rolê w procesach przenoszenia substancji od¿ywczych, 

tlenu oraz transformacji warunków termicznych 

wód, szczególnie w strefie przybrze¿nej. Na pla¿ach 

63

w porze letniej wielokrotnie by³y obserwowane nag³e 

spadki temperatury wody (do 10°C), komplikuj¹ce ¿ycie 

osobom wypoczywaj¹cym oraz powoduj¹ce wystêpowanie 

w bliskiej okolicy gêstych mgie³. Geneza upwellingu 

przybrze¿nego wi¹¿e siê z si³¹ Coriolisa, powodowan¹ 

ruchem obrotowym Ziemi, usytuowaniem brzegu i kierunkiem 

pr¹du przybrze¿nego. Upwelling jest wywo³ywany 

przez ubytek masy wody w strefie przybrze¿nej odprowadzanej 

na morze, który jest rekompensowany podp³ywaniem 

wody z g³êbi, która z natury jest ch³odniejsza. 

Prêdkoœci wynoszenia wód z g³êbi na powierzchniê s¹ 

bardzo ró¿ne, zale¿ne od warunków meteorologicznych 

oraz batymetrycznych, i wynosz¹ od kilku do kilkudziesiêciu 

metrów na dobê. 

Sejsze i fale wewnêtrzne. Odkszta³cenie poziomu morza 

(na granicy woda–powietrze), powodowane zmieniaj¹cym 

siê ciœnieniem atmosferycznym lub naporem 

wiatru, a ogólniej zaburzeniem równowagi akwenu, prowadzi 

niekiedy do rozko³ysania, d³ugookresowych oscylacji 

powierzchni wody. Wahania sejszowe na Ba³tyku 

cechuj¹ oscylacje od kilku do kilkunastu, a nawet kilkudziesiêciu 

godzin i amplitudzie do kilkudziesiêciu centymetrów, 

a w skrajnych przypadkach przekraczaj¹ 2 m. Na 

Ba³tyku ruchy sejszowe wystêpuj¹ doœæ czêsto, a ich 

skutki bywaj¹ dotkliwe, np. powodzie w Sankt Petersburgu, 

cofki w ujœciach rzek. 

Zjawiskiem o podobnym charakterze i genezie, ale zachodz¹cym 

wewn¹trz masy wody, w obrêbie tego samego 

oœrodka, ale o ró¿nej gêstoœci, jest falowanie wewnêtrzne 

(sejsza wewnêtrzna). W Ba³tyku jest ono obserwowane 

na powierzchniach rozgraniczaj¹cych wody o ró¿nej gêstoœci, 

co odpowiada g³êbokoœciom zbli¿onym do wystêpowania 

maksymalnej gêstoœci. Ju¿ pierwsze pomiary fal 

wewnêtrznych przeprowadzone w Zatoce Gdañskiej 

(Kowalik, 1963) wykaza³y, ¿e mog¹ one osi¹gaæ wysokie 

wartoœci amplitudy (ok. 14 m). Czêœciej jednak amplitudy 

nie osi¹gaj¹ tak du¿ych wartoœci. O wyt³umieniu zarówno 

sejszy powierzchniowej, jak te¿ fali wewnêtrznej 

i doprowadzeniu do stanu spokoju (równowagi) decyduj¹ 

si³y grawitacji i opory oœrodka, w którym falowanie siê 

odbywa, przy równoczesnym ust¹pieniu przyczyn, które 

wczeœniej te oscylacje wymusi³y. 

64 


Falowanie wiatrowe i spiêtrzenia sztormowe wód. 

Falowanie powierzchni morza wykazuje sezonow¹ zmiennoœæ, 

skorelowan¹ z prêdkoœci¹ wiatru. W po³udniowej 

czêœci Ba³tyku W³aœciwego najczêœciej wystêpuj¹ fale 

bardzo ma³e (0–0,75 m) i ma³e (0,75–1,75 m). Fale œrednie 

(1,75–3,25 m) w okresie od kwietnia do lipca pojawiaj¹ siê 

z prawdopodobieñstwem 5% i nieco wy¿szym w pozosta³ych 

miesi¹cach. Z kolei fale wysokie (3,25–4,75 m), 

pomimo ¿e zdarzaj¹ siê we wszystkich miesi¹cach, to od 

kwietnia do sierpnia ich udzia³ nie przekracza 1%. Natomiast 

fale bardzo wysokie (>4,75 m) pojawiaj¹ siê tylko 

od wrzeœnia do marca, z niewielk¹ frekwencj¹ wzglêdn¹ 

od 0,1 do 0,7%. 

Wiatrom sztormowym towarzyszy silne sfalowanie powierzchni 

morza i spiêtrzanie wód przybrze¿nych, które na 

polskim wybrze¿u miejscami siêga 2 m ponad stan œredni. 

Zmiany poziomu morza. Zwierciad³o Morza Ba³tyckiego 

na odcinku od pó³nocnej czêœci Zatoki Botnickiej 

do Zatoki Meklemburskiej wykazuje ponad 20 cm odchylenie 

poziomu (w Zatoce Botnickiej jest wy¿ej), podtrzymywane 

jest ró¿nic¹ zasolenia, dodatnim bilansem wodnym 

(g³ównie czynnika s³odkowodnego) oraz warunkami 

anemometrycznymi. W zakresie wahañ poziomu morza 

wydziela siê, poza zmianami krótkookresowymi deformuj¹cymi 

powierzchniê wody (wynikaj¹cymi z falowania 

wiatrowego), zmiany d³ugookresowe poziomu morza. 

Na roczne cykle zmian poziomu zwierciad³a wody 

w Ba³tyku sk³adaj¹ siê zmienne w ci¹gu roku objêtoœci 

dop³ywaj¹cych do morza wód rzecznych, dominuj¹ce 

w danym sezonie kierunki wiatru, zmiany steryczne – 

wynikaj¹ce z sezonowych ró¿nic termicznych wody 

morskiej. 

Tendencje d³ugookresowe, wiekowe (sekularne) 

kszta³towane s¹ globalnymi zmianami klimatycznymi 

i równie¿ s¹ zauwa¿alne w Ba³tyku. Wa¿n¹ rolê odgrywaj¹ 

te¿ dodatnie ruchy pionowe skorupy ziemskiej. Dno 

pó³nocnej czêœci Ba³tyku W³aœciwego, Morza Botnickiego 

i Zatoki Botnickiej podnosi siê szybciej od wzrostu 

poziomu wody w oceanach. W czêœci po³udniowej Ba³tyku 

W³aœciwego, w zale¿noœci od d³ugoœci serii obserwacyjnych, 

wyliczane wartoœci trendu wzrostu poziomu morza 

wynosz¹ przeciêtnie oko³o 1–3 mm/rok.

Literatura 

CYBERSKA B., 1994 — Temperatura wody, zasolenie wody, 

gêstoœæ wody. W: Atlas Morza Ba³tyckiego (red. A. Majewski, 

Z. Lauer): 111–124. IMGW, Warszawa. 

CYBERSKI J., WRÓBLEWSKI A., 2000 — Riverine water 

inflows and the Baltic Sea water volume 1901–1990. Hydrol. 

Earth Syst. Sci., 4: 1–11. 

DZIADZIUSZKO Z., 1994 — Zlodzenie. W: Atlas Morza 

Ba³tyckiego (red. A. Majewski, Z. Lauer): 95–102. IMGW, 

Warszawa. 

FEISTEL R., NAUSCH G. (red.), 2008 — State and evolution of 

the Baltic Sea 1952–2005. Wasmund, Wiley. 

HELCOM, 2007 — Climate change in the Baltic Sea area – 

HELCOM thematic assessment in 2007. Baltic Sea Environ. 

Proc. No. 111. 

HELCOM, 2009 — Eutrophication in the Baltic Sea – an integrated 

thematic assessment of the effects of nutrient enrichment 

and eutrophication in the Baltic Sea region. Baltic 

Sea Environ. Proc. No. 115B. 

JACOBSEN S.J., 1980 — Sea water exchange of the Baltic. Measurements 

and methods. The National Agency of Environmental 

Protection, Denmark. 

JANKOWSKI A., 1988 — Matematyczne modelowanie pola 

przep³ywów w Morzu Ba³tyckim. Ossolineum, Wroc³aw- 

-Warszawa. 

KÔUTS T., OMSTEDT A., 1993 — Deep water exchange in 

the Baltic Proper. Tellus, 45A: 311–324. 

Literatura 

KOWALIK P., 1963 — Fale wewnêtrzne Morza Ba³tyckiego. 

Acta Geoph. Pol., 13, 3. 

£OMNIEWSKI K., 1975 — Ogólna charakterystyka Morza 

Ba³tyckiego. W: Morze Ba³tyckie (red. K. £omniewski). 

PWN, Warszawa. 

MAJEWSKI A., LAUER Z. (red.), 1994 — Atlas Morza Ba³tyckiego. 

IMGW, Warszawa. 

MATTHÄUS W., 2006 — The history of investigation of salt 

water inflows into the Baltic Sea – from the early beginning 

to recent results. Meereswissenschaftliche Berichte, 65, IOW, 

Warnemünde. 

MIÊTUS M. (red.), 1996 — The climate of the Baltic Sea Basin. 

Marine meteorology and related oceanographic activites. 

WMO, Report 41, WMO/TD-933. 

NAUSCH G., FEISTEL R., LASS H.U., NAGEL K., SIEGEL 

H., 2006 — Hydrographisch-chemische Zustandseinschätzung 

der Ostsee 2005. IOW, 66. 

OMSTEDT A., MEULLER L., NYBERG L., 1997 — Interannual, 

seasonal and regional variations of precipitation and 

evaporation over the Baltic Sea. Ambio, 26, 8: 484–492. 

RUTGERSSON A., OMSTEDT A., RÄISÄNEN J., 2002 — 

Net precipitation over the Baltic Sea during present and future 

climate conditions. Climate Res., 22: 27–39. 

von STORCH H., OMSTEDT A. (red.), 2008 — Assessment of 

climate change for the Baltic Sea Basin. Springer, Berlin, 

Heidelberg.

4.1. Pod³o¿e czwartorzêdu 

Rozdzia³ 4 

BUDOWA GEOLOGICZNA I OSADY DENNE 

MORZA BA£TYCKIEGO 

Ba³tyk jest morzem wewn¹trzkontynentalnym, co 

oznacza, ¿e pokrywa obszar o budowie geologicznej podobnej 

do l¹du otaczaj¹cego akwen. Pó³nocna czêœæ Morza 

Ba³tyckiego le¿y w obrêbie tarczy ba³tyckiej, a czêœæ 

po³udniowa na platformie wschodnioeuropejskiej. Niewielka, 

po³udniowo-zachodnia czêœæ Ba³tyku le¿y na paleozoicznej 

platformie zachodnioeuropejskiej, oddzielonej 

od platformy wschodnioeuropejskiej stref¹ uskokow¹ 

Teisseyre’a-Tornquista (fig. 2.4). 

W czêœci Morza Ba³tyckiego po³o¿onej na tarczy 

ba³tyckiej ska³y krystaliczne prekambru tworz¹ wychodnie 

w strefie przybrze¿nej i na wyniesieniach dna. W obni¿eniach 

powierzchni tarczy, w Zatoce Botnickiej i Morzu Botnickim, 

strop krystaliniku przykryty jest m³odszymi ska³ami 

osadowymi. Archaik, reprezentowany przez ska³y metamorficzne 

i wulkaniczne (gnejsy, enderbity i migmatyty), 

wystêpuje na dnie Morza Ba³tyckiego tylko w skrajnie 

pó³nocnej, przybrze¿nej czêœci Zatoki Botnickiej bezpoœrednio 

pod cienk¹ warstw¹ osadów czwartorzêdowych lub 

na powierzchni dna (Lundqvist, Bygghammar, 1994). 

Ska³y magmowe proterozoiku maj¹ znacznie szerszy 

zasiêg. W pó³nocnej czêœci Ba³tyku dominuj¹ granitoidy 

oraz rzadziej wystêpuj¹ce doleryty, a tak¿e zmetamorfizowane 

ska³y osadowe i wulkaniczne, nale¿¹ce do prowincji 

swekokarelskiej. W Kattegacie ska³y proterozoiczne 

nale¿¹ do prowincji po³udniowo-zachodniej Skandynawii. 

S¹ to g³ównie gnejsy, a tak¿e zmetamorfizowane 

ska³y osadowe i wulkaniczne. W dnie Ba³tyku, w rejo- 

66 

nie Wysp Alandzkich i pó³nocno-wschodniej czêœci Zatoki 

Fiñskiej, wystêpuj¹ te¿ powsta³e w okresie œrodkowego 

proterozoiku intruzje granitów rapakiwi. 

Magmowe ska³y proterozoiczne bezpoœrednio pod 

czwartorzêdem le¿¹ przy wybrze¿ach Zatoki Botnickiej, 

Morza Botnickiego i wzd³u¿ pó³nocnych wybrze¿y Zatoki 

Fiñskiej, w obszarze Morza Archipelagowego oraz 

wzd³u¿ wschodnich wybrze¿y Szwecji, a tak¿e wzd³u¿ 

wschodnich wybrze¿y Kattegatu. Ska³y te na wzniesieniach 

ods³aniaj¹ siê bezpoœrednio na powierzchni dna. 

Szczególnie liczne wychodnie wystêpuj¹ w obszarze Morza 

Archipelagowego w rejonie Wysp Alandzkich, wzd³u¿ 

wybrze¿y Szwecji pomiêdzy Sztokholmem a Olandi¹ oraz 

wzd³u¿ wschodnich wybrze¿y Kattegatu. 

W Zatoce Botnickiej i w Morzu Botnickim, poza stref¹ 

przybrze¿n¹, na proterozoicznych ska³ach magmowych zalegaj¹ 

czerwone piaskowce jotnickie, zaliczane równie¿ do 

proterozoicznej prowincji swekokarelskiej (Lundqvist, Bygghammar, 

1994). W pó³nocnej czêœci Zatoki Botnickiej 

i zachodniej czêœci Morza Botnickiego na piaskowcach jotnickich 

le¿¹ dolnopaleozoiczne ska³y osadowe; w Zatoce 

Botnickiej – piaskowce kambryjskie, a w Morzu Botnickim 

– piaskowce kambryjskie i wapienie ordowickie (fig. 4.1). 

Strop prekambru obni¿a siê w kierunku po³udniowym 

i po³udniowo-wschodnim, tworz¹c fundament krystaliczny 

platformy wschodnioeuropejskiej. Na po³udniowych 

wybrze¿ach Ba³tyku, w rejonie Koszalina, po pó³nocno- 

-wschodniej stronie strefy Teisseyre’a-Tornquista, strop

Pod³o¿e czwartorzêdu 

Fig. 4.1. Mapa geologiczna Morza Ba³tyckiego bez osadów czwartorzêdowych 

(na podstawie Norling, 1994; Sigmond, 2002, uproszczona) 

67

ska³ prekambryjskich le¿y na g³êbokoœci oko³o 8000 m 

i wznosi siê stopniowo w kierunku pó³nocno-wschodnim 

do 5000 m w rejonie Dar³owa i 3800 m w rejonie Ustki 

(Ryka, 1995; Pokorski, Modliñski, red., 2007). Dalej 

w kierunku wschodnim, pomiêdzy Ustk¹ a wschodni¹ 

czêœci¹ Zatoki Gdañskiej, g³êbokoœæ wystêpowania stropu 

fundamentu krystalicznego zmienia siê nieznacznie. 

W Smo³dzinie ska³y prekambryjskie nawiercono na g³êbokoœci 

3419 m, w £ebie – 3303 m, w ¯arnowcu – 3231 m, 

w Jastarni na Pó³wyspie Helskim – 3483 m i przy ujœciu 

Wis³y – 3485 m (Ryka, 1995). W zachodniej czêœci Zatoki 

Gdañskiej strop krystaliniku nieznacznie obni¿a siê 

i w rejonie pomiêdzy Gdyni¹ a Gdañskiem zalega na 

g³êbokoœci ok. 3750 m (Pokorski, Modliñski, red., 2007). 

Od po³udniowo-wschodniej czêœci Zatoki Gdañskiej 

w kierunku pó³nocno-wschodnim strop fundamentu prekambryjskiego 

stopniowo podnosi siê. Przy brzegach 

Pó³wyspu Sambijskiego znajduje siê na g³êbokoœci ok. 

2800–3000 m. Wzd³u¿ wschodnich wybrze¿y Ba³tyku 

fundament krystaliczny wznosi siê ku pó³nocy. Na wybrze¿u 

litewskim, w rejonie K³ajpedy, wystêpuje na g³êbokoœci 

oko³o 2200 m (Suveizdis, 2003; Pokorski, Modliñski, 

red., 2007). W pó³nocnej czêœci wybrze¿a ³otewskiego, 

ko³o Ventspils, strop krystaliniku zalega na 

g³êbokoœci oko³o 1200 m, w po³udniowej czêœci Zatoki 

Ryskiej – oko³o 1000 m (Pokorski, Modliñski, red., 

2007). Na Saremie fundament prekambryjski wystêpuje 

na g³êbokoœci oko³o 800 m, a na pó³nocnym wybrze¿u 

Estonii, ko³o Tallina – oko³o 200–400 m (Golub, Sidorow, 

1971). 

W obszarze platformy wschodnioeuropejskiej mi¹¿szoœæ 

pokrywy osadowej wzrasta w kierunku po³udniowo-wschodnim 

i po³udniowym wraz z obni¿aniem siê 

stropu fundamentu krystalicznego, a na dnie morskim pod 

czwartorzêdem zalegaj¹ coraz m³odsze ska³y osadowe, od 

kambru na pó³nocy i pó³nocnym zachodzie po neogen na 

po³udniu i po³udniowym wschodzie. W pó³nocnej czêœci 

Ba³tyku W³aœciwego osady paleozoiku le¿¹ bezpoœrednio 

pod pokryw¹ czwartorzêdow¹, a w czêœci wschodniej 

przykryte s¹ osadami mezozoiku i kenozoiku. 

Po zachodniej stronie strefy uskokowej strefy Teisseyre’a-Tornquista, 

w obszarze zachodnioeuropejskiej platformy 

paleozoicznej, strop ska³ prekambryjskich le¿y na 

g³êbokoœci oko³o 10–12 km. Wy¿ej le¿¹ pofa³dowane 

osady dolnego paleozoiku (kambru, ordowiku i syluru), 

które przykryte s¹ osadami górnego paleozoiku i mezozoi- 

68 

Budowa geologiczna i osady denne Morza Ba³tyckiego 

ku, a lokalnie równie¿ paleogenu. Osady te tworz¹ dwa 

kompleksy platformowe – karboñsko-dewoñski i permsko-mezozoiczny, 

które na prze³omie kredy i paleogenu 

zosta³y podzielone na mniejsze jednostki. Wystêpuje tu 

kilka lokalnych antyklin z jur¹, a nawet triasem w j¹drach, 

oraz kilka synklin o osiach zorientowanych NW–SE, 

podzielonych uskokami na mniejsze bloki tektoniczne. 

W obszarze Ba³tyku po³o¿onym na zachód od strefy Teisseyre’a-Tornquista 

w dnie, bezpoœrednio pod czwartorzêdem, 

wystêpuj¹ tylko osady mezozoiku i paleogenu. 

Kambryjskie piaskowce ods³aniaj¹ siê w dnie Ba³tyku 

wzd³u¿ skarpy (progu erozyjnego), tzw. glintu kambryjskiego, 

wzd³u¿ pó³nocnych wybrze¿y Estonii, a nastêpnie 

w kierunku po³udniowo-zachodnim i po³udniowym 

wzd³u¿ wybrze¿y Szwecji, a¿ do Skanii. W œrodkowej 

i po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego z osadami 

kambru zwi¹zane s¹ z³o¿a gazu i ropy naftowej. 

Ordowickie czerwone i szare wapienie wystêpuj¹ siê 

na dnie Ba³tyku równie¿ wzd³u¿ skarpy, tzw. glintu ordowickiego 

ci¹gn¹cego siê od po³udniowej strony równolegle 

do wychodni kambru. Z osadami ordowiku tak¿e 

zwi¹zane s¹ przejawy ropo- i gazonoœnoœci. 

Sylurskie ska³y osadowe wystêpuj¹ pod osadami czwartorzêdowymi 

na znacznych obszarach dna Ba³tyku W³aœciwego. 

Erozyjny zasiêg tych osadów ci¹gnie siê od Hiumy, 

skrêcaj¹c ku po³udniowemu zachodowi, na pó³noc od 

Gotlandii tworz¹c sylursk¹ skarpê (tzw. glint sylurski) 

oraz m.in. zachodnie wybrze¿a Gotlandii. Glint sylurski 

zbudowany jest z wapieni rafowych. Ku po³udniowi osady 

sylurskie przechodz¹ w facjê ilast¹, tworzon¹ w g³êbszym 

morzu. 

Dewoñskie ska³y osadowe wystêpuj¹ tylko w po³udniowo-wschodniej 

czêœci Ba³tyku W³aœciwego pasem 

ci¹gn¹cym siê od po³udniowych wybrze¿y Estonii przez 

Zatokê Rysk¹ i dalej na zachód od wybrze¿y ³otewskich 

i litewskich. Dewon dolny reprezentuj¹ g³ównie terygeniczne 

piaskowce utworzone w œrodowisku kontynentalnym, 

œrodkowy tworz¹ piaskowce przykryte dolomitami, 

a dewon górny – dolomity oraz warstwy gipsu i anhydrytu. 

Karboñskie drobnoziarniste piaskowce z cienkimi 

wk³adkami i³ów, zalegaj¹ce zgodnie na dewonie, wystêpuj¹ 

na bardzo ograniczonym obszarze. Pod czwartorzêdem 

ods³aniaj¹ siê jedynie przy wybrze¿ach £otwy i ci¹gn¹ 

siê w¹skim pasem ku wschodowi. 

Permskie ska³y osadowe reprezentowane s¹ jedynie 

przez cechsztyñskie facje wêglanowo-ewaporatowe. W po-

³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego s¹ one szeroko rozpowszechnione, 

ale bezpoœrednio pod czwartorzêdem 

wystêpuj¹ na bardzo niewielkich obszarach – na wschód 

od wybrze¿a litewskiego oraz przy wybrze¿u polskim 

w rejonie na pó³noc od Rozewia. 

Trias w po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego wystêpuje 

bezpoœrednio pod osadami czwartorzêdowym 

w pasie od po³udniowych wybrze¿y £otwy w kierunku 

po³udniowo-zachodnim do pó³nocnej czêœci Basenu Gdañskiego 

oraz lokalnie – w rejonie na pó³noc od Rozewia 

i w rejonie ¯arnowca. W obszarze platformy wschodnioeuropejskiej 

przewa¿aj¹ osady kontynentalne: czerwone 

piaskowce i i³owce oraz wapienie deponowane w œrodowiskach 

rzecznych, jeziornych i w lagunach. W obszarze 

platformy zachodnioeuropejskiej osady triasu s¹ te¿ g³ównie 

pochodzenia kontynentalnego, lokalnie jednak wystêpuj¹ 

równie¿ utwory brakiczno-morskie (Winterhalter 

i in., 1981). W centralnej i po³udniowej czêœci bloku 

Ko³obrzegu bezpoœrednio pod przykryciem osadów czwartorzêdowych 

wystêpuje tylko trias górny w postaci czerwonych 

utworów ilastych (Kramarska red., 1999). 

Jura w obszarze Morza Ba³tyckiego w obrêbie platformy 

wschodnioeuropejskiej wystêpuje tylko w jego czêœci 

po³udniowo-wschodniej. S¹ to p³ytkomorskie osady klastyczne 

(piaskowce, mu³owce) jury œrodkowej i górnej. 

Bezpoœrednio pod czwartorzêdem osady te ods³aniaj¹ siê 

w¹skim pasem ci¹gn¹cym siê od po³udniowych wybrze- 

¿y litewskich w kierunku po³udniowo-zachodnim po 

pó³nocno-wschodni¹ czêœæ Basenu Gdañskiego. Na platformie 

paleozoicznej rozwiniêty jest kompletny profil jury, 

charakterystyczny dla tej czêœci bruzdy duñsko-polskiej. 

Jura dolna sk³ada siê g³ównie z klastycznych osadów 

œródl¹dowych: rzecznych, deltowych i jeziornych, 

z kilkoma wk³adkami ilastych osadów morskich lub brakicznych. 

Osady morskie jury œrodkowej to na przemian 

osady ilaste i piaszczyste. Osady jury górnej to utwory 

pocz¹tkowo klastyczne, ku górze profilu z coraz wiêkszym 

udzia³em ska³ marglistych i ilastych. Jura wystêpuje 

pod czwartorzêdem na skrzyd³ach antykliny Ko³obrzegu 

oraz w osi antykliny Kamienia (Kramarska red., 1999). 

Kreda wystêpuje na znacznych obszarach w po³udniowej 

czêœci platformy prekambryjskiej, od wybrze¿y litewskich 

po Skaniê. S¹ to morskie osady kredy górnej, 

g³ównie drobnoklastyczne z wiêkszym udzia³em osadów 

wêglanowo-krzemionkowych (opoki i gezy), które le¿¹ 

przekraczaj¹co na starszych ogniwach. Bezpoœrednio pod 

Pod³o¿e czwartorzêdu 

czwartorzêdem osady kredy ci¹gn¹ siê pasem od po³udniowej 

czêœci Zalewu Kuroñskiego po centraln¹ i po³udniow¹ 

czêœæ Zatoki Gdañskiej oraz w pó³nocno-zachodniej 

czêœci Basenu Gdañskiego. W obrêbie platformy paleozoicznej 

kreda wystêpuje pod osadami kenozoiku na 

doœæ du¿ym obszarze. W ci¹gu niemal ca³ej wczesnej 

kredy zbiornik morski pozostawa³ wy³¹cznie w granicach 

bruzdy, z biegiem czasu lekko siê poszerzaj¹c i obejmuj¹c 

skrajnie brze¿ne strefy kratonu prekambryjskiego. 

Kreda dolna jest rozwiniêta w klastycznych facjach mieszanego 

pochodzenia: morskiego i œródl¹dowego. Przeplataj¹ 

siê okresy sedymentacji na p³ytkim, otwartym 

szelfie i w zbiorniku brakicznym, jak równie¿ pakiety 

osadów piaszczystych i mu³owcowo-ilastych. W obrêbie 

depresji duñsko-polskiej póŸna kreda to przewa¿nie osady 

wêglanowe z warstwami piaszczystymi w czêœci dolnej 

i mi¹¿sz¹ warstw¹ kredy z krzemieniami w czêœci 

górnej. Bezpoœrednio pod czwartorzêdem osady kredy 

wystêpuj¹ we wschodniej czêœci bloku Ko³obrzegu, na 

znacznych fragmentach bloku Gryfic oraz ca³ych blokach 

Wolina i Arkony poprzez Rugiê po Zelandiê. Ponadto 

osady kredy ods³aniaj¹ siê w Kattegacie (Winterhalter 

i in., 1981; Kramarska red., 1999). 

Paleogen w obszarze platformy prekambryjskiej wystêpuje 

bezpoœrednio pod osadami czwartorzêdowymi 

w pasie od Sambii w kierunku zachodnim, wzd³u¿ wybrze¿a 

Polski. Paleoceñskie osady morskie zachowa³y siê 

w dnie tej czêœci Ba³tyku tylko w po³udniowej czêœci Basenu 

Bornholmskiego, w obrêbie bloku Dar³owa. Wystêpuj¹ 

one w facji wêglanowo-ilastej i piasków wapnistych 

z glaukonitem. W obszarze platformy paleozoicznej paleocen 

wystêpuje lokalnie w po³udniowej czêœci Basenu 

Bornholmskiego, pó³nocnej czêœci Basenu Arkoñskiego 

i SW czêœci Skanii oraz w obszarze Morza Be³tów (Cieœnin 

Duñskich) do po³udniowej czêœci Kattegatu w³¹cznie. 

Eoceñskie osady morskie w dnie Morza Ba³tyckiego 

zalegaj¹ g³ównie w obrêbie prekambryjskiej platformy 

wschodnioeuropejskiej. S¹ szeroko rozprzestrzenione, od 

rejonu Ko³obrzegu na zachodnim wybrze¿u Polski, przez 

£awicê i Rynnê S³upsk¹ po zachodni sk³on Basenu Gdañskiego 

(po KuŸnicê na Pó³wyspie Helskim) na wschodzie. 

Na pó³nocy siêgaj¹ do rejonu Po³udniowej £awicy Œrodkowej. 

S¹ to mu³owce piaszczyste z konkrecjami fosforytowymi, 

miejscami osady ilaste, kwarcowo-glaukonitowe 

z licznymi zlepami pirytowymi, rzadziej z drobnymi fosforytami 

i ¿wirami kwarcu. Osady eoceñskie wystêpuj¹ te¿ 

69

na wschodnich sk³onach Basenu Gdañskiego i w obszarze 

Sambii (region kaliningradzki). S¹ to osady deltowe zawieraj¹ce 

du¿e iloœci bursztynu. W obszarze zachodnioeuropejskiej 

platformy paleozoicznej osady eocenu bezpoœrednio 

pod czwartorzêdem ods³aniaj¹ siê w Zatoce Meklemburskiej 

i lokalnie w Cieœninach Duñskich. 

Osady oligoceñskie w obszarze prekambryjskiej platformy 

wschodnioeuropejskiej wystêpuj¹ najprawdopodobniej 

lokalnie, w przybrze¿nej strefie po³udniowej czêœci 

Morza Ba³tyckiego. W rejonie klifu ch³apowskiego s¹ 

4.2. Zarys historii Morza Ba³tyckiego 

Ba³tyk jest morzem bardzo m³odym. W obecnym zarysie 

istnieje zaledwie kilka tysiêcy lat. Procesy, które doprowadzi³y 

najpierw do powstania obni¿enia w skorupie 

ziemskiej, a nastêpnie do wype³nienia go przez wody 

wspó³czesnego Ba³tyku, rozpoczê³y siê w neogenie. 

W miocenie poziom oceanu obni¿y³ siê na tyle, ¿e ca³y obszar 

dzisiejszego Ba³tyku, którego po³udniowa czêœæ pod 

koniec paleogenu pokryta by³a p³ytkim morzem szelfowym, 

sta³ siê l¹dem. Och³adzanie siê klimatu pod koniec 

miocenu i w pliocenie sprzyja³o rozwojowi procesów wietrzenia 

ska³ i silnej erozji. Zwietrza³e, luŸne okruchy skalne 

by³y ³atwo usuwane przez rzeki p³yn¹ce z po³o¿onych 

wy¿ej obszarów Skandynawii przez obszar dzisiejszego 

Ba³tyku, rzeŸbi¹c pierwotne zarysy niecki ba³tyckiej. 

Oko³o 950 tys. lat temu klimat sta³ siê na tyle zimny, ¿e 

w Skandynawii powsta³y pierwsze l¹dolody, stopniowo 

rozprzestrzeniaj¹ce siê na obszar dzisiejszego Ba³tyku 

i niziny œrodkowej i wschodniej Europy. W ci¹gu ostatnich 

kilkuset tysiêcy lat zlodowacenia powtarza³y siê cyklicznie 

na przemian z krótkimi okresami ociepleñ klimatu, 

gdy l¹dolody zanika³y. Ka¿dorazowe powstanie l¹dolodów 

powodowa³o uwiêzienie du¿ych iloœci wody i obni¿enie 

siê poziomu wód w oceanach. Pod ciê¿arem mas 

lodu skorupa ziemska w obszarach przykrytych l¹dolodem 

ulega³a wgnieceniu. W okresach interglacjalnych 

l¹dolody topnia³y, wzrasta³ poziom oceanów, a uwolniona 

od mas lodu skorupa ziemska szybko podnosi³a siê. 

L¹dolody w Skandynawii powstawa³y kilkakrotnie i za 

ka¿dym razem rozprzestrzenia³y siê na po³udnie i wschód 

przez obszar dzisiejszego Ba³tyku. Nasuniêcia l¹dolodu 

powodowa³y niszczenie pod³o¿a skalnego i pog³êbienie 

niecki Ba³tyku. W okresach ocieplenia klimatu, po zaniku 

70 


to osady mulisto-piaszczyste z py³em wêglowym œrodowiska 

brakicznego. Na zachód od strefy Teisseyre’a-Tornquista 

morskie osady ilaste i piaszczyste oligocenu wystêpuj¹ 

lokalnie przy wybrze¿ach Zatoki Meklemburskiej 

i Pó³wyspu Jutlandzkiego. 

Neogen jest reprezentowany tylko przez osady mioceñskie 

jedynie w obszarze prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej. 

Mu³ki piaszczyste z wk³adkami mu³ków 

brunatnych wystêpuj¹ w Zatoce Puckiej i lokalnie w strefie 

brzegowej od Pó³wyspu Helskiego po Koszalin. 

l¹dolodu, nieckê Ba³tyku zajmowa³y morza. Na wybrze- 

¿ach Ba³tyku zachowa³y siê w wielu miejscach osady 

mórz holsztyñskiego i eemskiego, które istnia³y 410–390 

i 126–115 tys. lat temu. 

Ostatni, jak dotychczas, l¹dolód przekroczy³ obszar 

Ba³tyku oko³o 22 tys. lat temu, niszcz¹c przy tym du¿¹ 

czêœæ osadów zostawionych zarówno przez poprzednie 

l¹dolody, jak i morza istniej¹ce w okresach miêdzylodowcowych. 

Pocz¹tki istniej¹cego obecnie Morza Ba³tyckiego 

zwi¹zane s¹ z recesj¹ ostatniego l¹dolodu skandynawskiego. 

Zanik l¹dolodu rozpocz¹³ siê na nizinach europejskich 

oko³o 20–19 tys. lat temu. W obszarze po³udniowej 

czêœci dzisiejszego Ba³tyku l¹dolód stopi³ siê mniej wiêcej 

15–13 tys. * lat temu (Uœcinowicz, 1999). Wody z topniej¹cego 

l¹dolodu gromadzi³y siê przed jego czo³em, 

tworz¹c w miarê cofania siê czo³a l¹dolodu coraz wiêksze 

jeziora zastoiskowe. Oko³o 14,5–14,0 tys. lat temu lokalne 

zastoiska istniej¹ce wówczas w basenach Bornholmskim 

i Gdañskim po³¹czy³y siê. Powsta³ zbiornik wodny 

zwany ba³tyckim jeziorem lodowym, który rozci¹ga³ siê 

od wybrze¿y Litwy na wschodzie po Daniê na zachodzie. 

Jezioro to od pó³nocy ograniczone by³o krawêdzi¹ l¹dolodu. 

Zbiornik istnia³ przez okres oko³o 2,5 tys. lat, stale 

powiêkszaj¹c powierzchniê w miarê topienia siê l¹dolodu 

(fig. 4.2a). Oscylacje czo³a l¹dolodu w œrodkowej Szwecji, 

ods³aniaj¹ce i zamykaj¹ce po³¹czenie z oceanem, powodowa³y 

gwa³towne wahania poziomu wód w ba³tyckim 

jeziorze lodowym. 

Poziom wód w ba³tyckim jeziorze lodowym by³ od 20 

do 50 m ni¿szy ni¿ jest obecnie w Ba³tyku. Poziom oceanu 

* Wiek zdarzeñ podano w latach kalendarzowych.

Zarys historii Morza Ba³tyckiego 

Fig. 4.2. Rozwój Morza Ba³tyckiego: a – ba³tyckie jezioro lodowe (14,5–14,0 tys. lat temu), b – morze yoldiowe (11,5 tys. 

lat temu), c – jezioro ancylusowe (10,4 tys. lat temu), d – morze litorynowe (8,0 tys. lat temu); wiek wg lat kalendarzowych 

71

y³ w tym czasie oko³o 110 m ni¿szy od wspó³czesnego 

(np. Fairbanks, 1989; Blanchon, Shaw, 1995). Skorupa 

ziemska w obszarze po³udniowego Ba³tyku by³a po³o- 

¿ona prawie 90 m ni¿ej ni¿ obecnie (Uœcinowicz, 2003), 

jednak uwolniona spod lodu szybko podnosi³a siê. 

Oko³o 11,7 tys. lat temu spod topniej¹cego l¹dolodu 

ostatecznie ods³oni³y siê niziny w œrodkowej Szwecji. 

Umo¿liwi³o to po³¹czenie ba³tyckiego jeziora lodowego 

z oceanem. Poziom wód w oceanie po³o¿ony by³ wówczas 

o oko³o 25–27 m ni¿ej ni¿ w ba³tyckim jeziorze lodowym, 

co spowodowa³o, ¿e wody jeziora sp³ynê³y do 

oceanu. Zwierciad³o wody w ba³tyckim jeziorze lodowym 

obni¿y³o siê o oko³o 25 m w ci¹gu kilkudziesiêciu 

lat (Björck, 1995). Powierzchnia zbiornika znacznie siê 

zmniejszy³a, jego po³udniowe wybrze¿a przesunê³y siê 

ku pó³nocy. Sukcesywne podnoszenie siê poziomu wód 

w oceanie spowodowa³o, ¿e na prze³omie plejstocenu 

i holocenu s³one wody oceaniczne zaczê³y nap³ywaæ do 

Ba³tyku. Powsta³ wówczas s³onawowodny zbiornik, tzw. 

morze yoldiowe (fig. 4.2b). 

Tempo podnoszenia siê uwalnianej spod lodu Skandynawii 

by³o wówczas szybsze ni¿ wzrost poziomu oceanu, 

co spowodowa³o, ¿e oko³o 10,7 tys. lat temu morze 

yoldiowe zosta³o odizolowane od oceanu. Morze pozbawione 

dop³ywu s³onych wód oceanicznych szybko przekszta³ci³o 

siê w zbiornik s³odkowodny, tzw. jezioro ancylusowe. 

Sta³y dop³yw wód rzecznych i lodowcowych, 

przy ograniczonym odp³ywie do oceanu, powodowa³, 

¿e poziom wody w jeziorze ancylusowym podnosi³ siê 

4–5 cm w ci¹gu roku. Zbiornik w maksymalnym swym 

zasiêgu siêga³ poza dzisiejsze zatoki: Botnick¹, Fiñsk¹ 

i Rysk¹ (fig. 4.2c). Jednak szybkie podnoszenie siê glaciizostatyczne 

Skandynawii powodowa³o, ¿e w pó³nocnych 

obszarach wzglêdny poziom wód jeziora ancylusowego 

ulega³ obni¿aniu. 

W po³udniowej czêœci Ba³tyku wystêpowa³a ca³y czas 

transgresja. Po³udniowy brzeg jeziora przesun¹³ siê wy- 

4.3. Pokrywa czwartorzêdowa dna Ba³tyku 

Pokrywa czwartorzêdowa dna w obszarze ca³ego Morza 

Ba³tyckiego jest zbudowana z plejstoceñskich osadów 

akumulacji lodowcowej i wodnolodowcowej oraz 

osadów holoceñskiej akumulacji morskiej. Jednak¿e jej 

72 


raŸnie w stronê l¹du. Oko³o 9,5 tys. lat temu poziom oceanu 

wzrós³ na tyle, ¿e poprzez Cieœniny Duñskie zaczê³y 

przenikaæ do Ba³tyku s³one wody, a jezioro ancylusowe 

przekszta³ci³o siê w zbiornik morski, tzw. morze litorynowe. 

By³o to morze bardziej s³one i nieco cieplejsze od 

wspó³czesnego Ba³tyku. W okresie tym ruchy glaciizostatyczne 

na po³udniowych wybrze¿ach ju¿ wygas³y 

(Uœcinowicz, 2003), tak ¿e tempo wzrostu poziomu morza 

by³o tu zbli¿one do tempa wzrostu poziomu wód 

w oceanie. Powodowa³o to szybkie wkraczanie morza na 

obszary, które do tej pory by³y l¹dem (fig. 4.2d). 

Od oko³o 7 tys. lat temu tempo wzrostu poziomu wód 

w oceanie zaczê³o maleæ. W pó³nocnych czêœciach Ba³tyku, 

przy trwaj¹cych ci¹gle wznosz¹cych ruchach glaciizostatycznych, 

szybszych ni¿ tempo podnoszenia siê poziomu 

wód w oceanach, wystêpowa³a regresja morza i linia 

brzegowa zaczê³a przesuwaæ siê w stronê morza. 

W czêœci po³udniowej Ba³tyku tempo transgresji zaczê³o 

równie¿ s³abn¹æ, jednak morze ci¹gle wkracza³o na l¹d. 

Oko³o 5,5 tys. lat temu nieznaczne podniesienie siê skorupy 

ziemskiej w rejonie Cieœnin Duñskich utrudni³o nieco 

swobodn¹ wymianê wód z Morzem Pó³nocnym, przez co 

Ba³tyk z czasem przekszta³ci³ siê w morze mniej s³one, 

tzw. morze politorynowe. Linia brzegowa Ba³tyku w dalszym 

ci¹gu zmienia³a siê w podobny sposób, jak mia³o to 

miejsce wczeœniej; morze wycofywa³o siê z obszarów 

po³o¿onych na pó³nocy, a wkracza³o na l¹d w czêœci 

po³udniowej. 

Ostatnie 200 lat zaznaczy³o siê w historii Ba³tyku wyraŸnym 

wp³ywem rozwijaj¹cej siê dzia³alnoœci gospodarczej. 

Rozwój przemys³u i rolnictwa powodowa³ dop³yw 

do Ba³tyku ró¿nego rodzaju zanieczyszczeñ, co zaznaczy³o 

siê w sk³adzie chemicznym wód i osadów dennych. 

Rozwój konstrukcji hydrotechnicznych, takich jak falochrony 

portowe i umocnienia brzegu, zmieni³ naturalne 

procesy zachodz¹ce na wybrze¿ach. 

rozmieszczenie, sposób zalegania, mi¹¿szoœæ s¹ ró¿ne 

w czêœci po³udniowej i pó³nocnej. W po³udniowej czêœci 

Ba³tyku, w obszarach, gdzie pod³o¿e zbudowane jest ze 

ska³ osadowych, a morfologia dna jest wzglêdnie ³agodna,

osadowa pokrywa plejstoceñska i holoceñska jest jednorodna 

na znacznych przestrzeniach. W obszarach, gdzie 

pod³o¿e sk³ada siê ze ska³ magmowych i metamorficznych 

(pó³nocna czêœæ Ba³tyku), a morfologia dna jest 

uwarunkowana przez nierówne pod³o¿e krystaliczne 

z w¹skimi i wzglêdnie g³êbokimi obni¿eniami ze stromymi 

zboczami, pokrywa osadowa ma charakter mozaikowy. 

Na niewielkich przestrzeniach zmienia siê czêsto jej 

charakter i mi¹¿szoœæ, a na wyniesieniach dna czêsto 

ods³aniaj¹ siê ska³y pod³o¿a. 

Mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu jest bardzo zmienna; 

najmniejsza w obszarach dzisiejszych basenów g³êbokowodnych, 

gdzie w plejstocenie dominowa³y procesy egzaracji. 

Szczególnie ma³e mi¹¿szoœci (

74 


Fig. 4.3. Profil sejsmoakustyczny z Basenu Gdañskiego z wyró¿nionymi jednostkami litostratygraficznymi oraz profile litologiczne rdzeni 

(wg Zachowicz i in., 2008) 

1 – pod³o¿e kredowe, 2 – gliny zwa³owe, 3 – br¹zowe i³y ba³tyckie, 4 – szare i³y ba³tyckie, 5 – oliwkowoszare mu³y ba³tyckie; okresy: SA – subatlantycki, 

SB – subborealny, AT – atlantycki, BO – borealny

asenów g³êbokowodnych oko³o 10 m. Cechami wyró¿niaj¹cymi 

te osady jest ma³a zawartoœæ substancji organicznej 

(zwykle poni¿ej 1,5%) oraz znaczna (do 20%) 

iloœæ wêglanów. W partiach stropowych i³y homogeniczne 

mog¹ byæ bezwapniste. Miejscami w br¹zowych wapnistych 

i³ach ba³tyckich wystêpuj¹ czarne laminy lub 

punktowe skupienia siarczków ¿elaza, a barwa ku stropowi 

przechodzi z br¹zowej w jasnobr¹zow¹ i br¹zowoszar¹. 

W po³udniowym Ba³tyku br¹zowe i³y ba³tyckie zaczê³y 

siê tworzyæ w bøllingu. Ich cechy litologiczne 

wskazuj¹ na depozycjê w s¹siedztwie topniej¹cego l¹dolodu, 

pocz¹tkowo bliskim, gdzie deponowane by³y osady 

warwowe. W miarê postêpu deglacjacji – dalej od czo³a 

l¹dolodu deponowane by³y i³y mikrolaminowane i homogeniczne. 

Osady te powsta³y w fazie ba³tyckiego jeziora 

lodowego (Zachowicz i in., 2008). 

Szare i³y ba³tyckie zalegaj¹ zgodnie na i³ach br¹zowych. 

Z tego wzglêdu przy zachowaniu ci¹g³oœci sedymentacyjnej 

dolna granica warstwy jest s³abo wyra¿ona. 

Zgodnie z nazw¹, najczêœciej s¹ to osady o dominacji 

frakcji ilastych. Niemniej wystêpuj¹ tu te¿ osady zawieraj¹ce 

frakcje ilaste i mu³kowe, niekiedy piaszczyste 

w ró¿nych proporcjach. Cechami wyró¿niaj¹cymi warstwê 

s¹: brak lub bardzo ma³a zawartoœæ wêglanu wapnia, 

niewielka (do 2%) zawartoœæ substancji organicznej 

oraz wystêpowanie czarnych lamin i nieregularnych 

skupieñ siarczków ¿elaza. Barwa osadów zmienia siê od 

szarobr¹zowej w dolnych czêœciach warstwy do szarej 

i jasnoszarej, czêsto z niebieskawym odcieniem w partiach 

stropowych. Oprócz zmiany barwy wystêpuje te¿ 

nieznaczny wzrost ku stropowi zawartoœci substancji 

organicznej. Wiek powstania warstwy szarych i³ów 

ba³tyckich, na podstawie analiz palinologicznych, okreœlono 

na wczesny holocen – okresy preborealny i wczesny 

borealny. Spektra okrzemkowe wskazuj¹, ¿e osady 

te powstawa³y na ogó³ w œrodowisku s³odkowodnym 

(limnoglacjalnym), a jedynie we wczesnym okresie preborealnym 

zaznaczy³ siê krótki epizod nieznacznego zasolenia 

wód, przestrzennie ograniczony do pó³nocno- 

-zachodnich i œrodkowych czêœci Ba³tyku W³aœciwego 

(Basen Gotlandzki). Dolne ogniwo szarych i³ów ba³tyckich, 

podobnie jak le¿¹cych ni¿ej i³ów br¹zowych, w skali 

ca³ego Ba³tyku jest diachroniczne (Winterhalter i in., 

1981; Winterhalter, 1992), to jednak w obszarze po- 

³udniowego Ba³tyku jest zdecydowanie synchroniczne. 

I³y szare, o ³¹cznej mi¹¿szoœci dochodz¹cej do 5–8 m, 

Pokrywa czwartorzêdowa dna Ba³tyku 

powsta³y w fazach morza yoldiowego i jeziora ancylusowego. 

Oliwkowoszare mu³y ba³tyckie le¿¹ niezgodnie na szarych 

i³ach ba³tyckich. Okreœlenie mu³ u¿yte jest tu w szerokim 

znaczeniu i obejmuje szereg typów granulometrycznych, 

wyró¿nianych na podstawie proporcji udzia³u 

frakcji mu³kowych i ilastych, np. mu³, mu³ ilasty, i³ mulisty, 

i³. Warstwa oliwkowoszarych mu³ów ba³tyckich tworzona 

jest przez dwie jednostki litologiczne ni¿szego rzêdu: 

laminowane mu³y szare z odcieniem oliwkowym oraz 

muliste i ilaste osady ciemnoszare, miejscami czarne, 

równie¿ z charakterystycznym odcieniem oliwkowym * . 

Osady drugiej jednostki s¹ na ogó³ homogeniczne ze œladami 

bioturbacji, chocia¿ miejscami równie¿ s¹ laminowane. 

Obie warstwy s¹ wzbogacone w substancjê organiczn¹, 

której zawartoœæ dochodzi nawet do 10–15%, 

i zwykle nie zawieraj¹ wêglanów wapnia. Zgodnie z datowaniami 

palinologicznymi i radiowêglowymi, laminowane 

mu³y szare z odcieniem oliwkowym (warstwa dolna) 

tworzy³y siê w póŸnym okresie borealnym i wczesnym 

okresie atlantyckim. Warstwa ta powsta³a w œrodowisku 

s³onawowodnym, na co wskazuje wzrost zawartoœci 

okrzemek brakicznych (mezohalobowych). Pocz¹tek depozycji 

górnej warstwy mu³ów oliwkowoszarych zosta³ 

okreœlony na koniec wczesnego okresu atlantyckiego, 

a w warstwie tej zdecydowanie dominuj¹ okrzemki euhalobowe 

i mezohalobowe, wskazuj¹ce na warunki morskie 

panuj¹ce w czasie depozycji tej warstwy osadowej. Mi¹¿szoœæ 

warstwy mu³ów oliwkowoszarych osi¹ga 4–5 m, 

lokalnie przekracza 6 m. Granica pomiêdzy i³ami szarymi 

a le¿¹cymi wy¿ej mu³ami oliwkowoszarymi ma czêsto 

charakter erozyjny. Na obrze¿ach basenów sedymentacyjnych, 

na wyniesieniach pod³o¿a wewn¹trz basenów 

i na rozdzielaj¹cych je progach pocz¹tek fazy morskiej, 

wzrost zasolenia i powstanie stratyfikacji halinowej zaznaczy³o 

siê erozj¹, miejscami podkreœlon¹ warstewk¹ 

piasku. 

Osady tworz¹ce warstwê oliwkowoszarych mu³ów 

powsta³y w morskich fazach rozwojowych Ba³tyku, tj. 

w morzu mastogloia (faza przejœciowa od zbiornika s³odkowodnego 

do morskiego), morzu litorynowym i morzu 

politorynowym. 

* W dalszych rozdzia³ach poœwiêconych zagadnieniom geochemicznym 

dla tych osadów bêdzie u¿ywane okreœlenie osady mulisto-ilaste. 

75

Facje piaszczyste, równowiekowe z br¹zowymi i³ami 

ba³tyckimi oraz powi¹zane z nimi genetycznie, wystêpuj¹ 

prawdopodobnie tylko na dnie po³udniowej czêœci 

Ba³tyku. W czêœci pó³nocnej, w obszarach podlegaj¹cych 

podnoszeniu glaciizostatycznemu, znajduj¹ siê one obecnie 

na l¹dzie. Podobnie jest z osadami p³ytkowodnymi, 

odpowiadaj¹cymi wiekowo szarym i³om ba³tyckim. W facjach 

piaszczystych wystêpuj¹ one m.in. na po³udniowych 

stokach Basenu Bornholmskiego. Poczynaj¹c od 

wybrze¿y ³otewskich ku pó³nocy osady p³ytkowodne znajduj¹ 

siê obecnie na l¹dzie, przy czym w Estonii, Finlandii 

i Szwecji najczêœciej wystêpuj¹ w facjach ¿wirowych 

i kamienistych. 

Poza facjami piaszczystymi stowarzyszonymi z ba³tyckimi 

i³ami br¹zowymi i szarymi, w strefie p³ytkowodnej 

po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego i w Morzu Be³tów, 

tj. w obszarach objêtych transgresj¹ œrodkowoholoceñ- 

sk¹, na dnie zachowa³y siê w wielu miejscach relikty osadów 

œrodowisk l¹dowych: bagiennych, jeziornych i deltowych 

(torfy, gytie, mu³ki i piaski). 

Facje piaszczyste i ¿wirowe równowiekowe do oliwkowoszarych 

mu³ów ba³tyckich, tj. osady morskie powsta³e 

w œrodkowym i póŸnym holocenie (morza litorynowe 

i politorynowe), wystêpuj¹ na zboczach basenów 

sedymentacyjnych i w p³yciznach przybrze¿nych. Na 

przewa¿aj¹cych obszarach strefy p³ytkowodnej mi¹¿szoœæ 

piasków i ¿wirów morskich jest zwykle mniejsza 

ni¿ 2 m, a na znacznych obszarach nie osi¹ga nawet jednego 

metra. Tylko lokalnie mi¹¿szoœæ piasków morskich 

przekracza 3 m. Bardziej mi¹¿sze ich nagromadzenia, 

wystêpuj¹ce na po³udniowych i wschodnich wybrze¿ach 

Ba³tyku, zwi¹zane s¹ ze strukturami mierzejowymi rozwijaj¹cymi 

siê podczas transgresji atlantyckiej (litorynowej). 

4.4. Wspó³czesne osady powierzchniowe i procesy sedymentacyjne 

Powierzchniê zlewiska Morza Ba³tyckiego pokrywaj¹ 

g³ównie plejstoceñskie osady lodowcowe i wodnolodowcowe. 

Do morza osady te transportowane s¹ rzekami b¹dŸ 

dostaj¹ siê bezpoœrednio na skutek erozji wybrze¿y, czêœciowo 

te¿ dna morskiego. W strefie brzegowej materia³ 

osadowy pod wp³ywem falowania i pr¹dów podlega procesom 

selekcji i transportu. Zró¿nicowanie i rozmieszczenie 

na dnie poszczególnych typów wspó³czesnych osadów 

jest wynikiem dzia³ania procesów hydrodynamicznych, 

falowania i pr¹dów przydennych, zw³aszcza wystêpuj¹cych 

w czasie sztormów. Oprócz procesów hydrodynamicznych 

na rozmieszczenie ró¿nych typów osadów 

wp³yw ma te¿ g³êbokoœæ morza, ukszta³towanie linii 

brzegowej i rzeŸba dna morskiego. Ukszta³towanie linii 

brzegowej i rzeŸba dna ma szczególne znaczenie w zachodnich 

i pó³nocnych czêœciach basenu Morza Ba³tyckiego, 

gdzie liczne wyspy ograniczaj¹ swobodn¹ cyrkulacjê 

wód i zmniejszaj¹ podstawê falowania, tak ¿e nawet w p³ytkich 

basenach akumulowane s¹ osady drobnoziarniste. 

Procesy erozji, redepozycji i depozycji, które przekszta³caj¹ 

osady lodowcowe, wodnolodowcowe i rzeczne 

w osady morskie rozpoczê³y siê na pocz¹tku okresu atlantyckiego. 

W po³udniowych czêœciach Ba³tyku morze ci¹gle 

76 


wkracza na l¹d, niszcz¹c osady plejstoceñskie w strefie 

brzegowej. Jednak¿e od oko³o 5 tysiêcy lat, kiedy tempo 

wzrostu poziomu morza w po³udniowej czêœci Ba³tyku 

znacznie zmala³o, warunki sedymentacji s¹ raczej stabilne. 

W czêœci pó³nocnej na skutek ci¹gle trwaj¹cego podnoszenia 

siê l¹du i regresji morza rozmywane s¹ osady 

plejstoceñskie oraz holoceñskie wczeœniejszych faz rozwojowych 

Ba³tyku, które wczeœniej znajdowa³y siê na 

dnie poza zasiêgiem erozyjnej dzia³alnoœci fal. 

Zró¿nicowanie procesów hydrodynanicznych, czêstotliwoœæ 

wystêpowania, natê¿enie i kierunek ruchu mas 

wodnych oraz ukszta³towanie dna ma wp³yw na istnienie 

obszarów (stref) dominacji okreœlonych procesów litodynamicznych. 

Na strefowe wystêpowanie osadów na powierzchni 

dna w po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego 

zwrócili uwagê Pratje (1948) i Kolp (1966). 

Powy¿ej piknokliny wystêpuj¹ osady piaszczysto-¿wirowe 

i piaski. Procesy hydrodynamiczne zachodz¹ce 

w tej warstwie wód uniemo¿liwiaj¹ trwa³¹ depozycjê osadów 

mulisto-ilastych. Zawartoœæ frakcji drobniejszych 

ni¿ 0,063 mm jest na ogó³ mniejsza ni¿ 1%, a czêsto ni¿ 

0,5%. Osady drobnoziarniste, mu³y i i³y deponowane s¹ 

z regu³y poni¿ej piknokliny.

Wspó³czesne osady mulisto-ilaste (tj. oliwkowoszare 

mu³y ba³tyckie), w których frakcje drobniejsze od 

0,063 mm wystêpuj¹ w iloœciach wiêkszych ni¿ 75%, zajmuj¹ 

rozleg³e obszary dna we wszystkich basenach sedymentacyjnych 

Morza Ba³tyckiego (fig. 4.4). W Ba³tyku 

W³aœciwym s¹ to baseny: Arkoñski, Bornholmski, Gdañski, 

Wschodnio- i Zachodniogotlandzki oraz Pó³nocnocentralny. 

Osady te pokrywaj¹ te¿ rozleg³e, najg³êbsze 

czêœci Morza Botnickiego i Zatoki Botnickiej oraz zatok 

Fiñskiej i Ryskiej. Mniejsze obszary osady mulisto-ilaste 

zajmuj¹ w Ba³tyku po³udniowo-zachodnim, w zatokach 

Meklemburskiej i Kiloñskiej oraz w Kattegacie. Szczególny 

jest obszar Morza Archipelagowego, gdzie wystêpuj¹ 

liczne, ma³e i o zró¿nicowanej g³êbokoœci baseny sedymentacyjne, 

w których na skutek ograniczonej aktywnoœci 

falowania akumulacja osadów mulisto-ilastych zachodzi 

czêsto powy¿ej piknokliny. Wspó³czesne tempo 

akumulacji osadów mulisto-ilastych jest zró¿nicowane 

i waha siê od 0,5 do 2 mm/rok (Winterhalter i in., 1981; 

Wspó³czesne osady powierzchniowe i procesy sedymentacyjne 

Pempkowiak, 1992; Walkusz i in., 1992; Cato, Kjellin, 

1994; Szczepañska, Uœcinowicz, 1994; Hille i in., 2006; 

Mattila i in., 2006). Wiêksze jest w centralnych czêœciach 

basenów g³êbokowodnych ni¿ na ich obrze¿ach, s¹ te¿ 

ró¿nice regionalne. W zale¿noœci od warunków tlenowych 

wystêpuj¹ zró¿nicowane sedymentacyjne struktury 

wewnêtrzne. W osadach le¿¹cych na dnie, pozostaj¹cych 

w kontakcie z masami wodnymi zawieraj¹cymi tlen, wystêpuj¹ 

struktury bioturbacyjne zwi¹zane z bytowaniem 

organizmów bentonicznych, g³ównie Macoma baltica 

i Mesidotea entomon (Dodatek nr 3, fig. 5). W g³êbszych 

obszarach dna, po³o¿onych poza zasiêgiem oddzia³ywania 

piknokliny, w warunkach beztlenowych powstaj¹ 

obecnie osady laminowane, odzwierciedlaj¹ce roczny 

rytm sedymentacji (Dodatek nr 3, fig. 5). Osady te zajmuj¹ 

najwiêksze powierzchnie w basenach Zachodnioi 

Wschodniogotlandzkim, wystêpuj¹ te¿ w Zatoce Fiñskiej, 

Basenie Gdañskim i Basenie Bornholmskim. Osady 

laminowane zajmuj¹ coraz wiêksze powierzchnie dna. 

Fig. 4.4. Osady powierzchniowe polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 

(na podstawie Mojski, red., 1989–1995, uproszczone) 

77

Szczególnie szybk¹ ekspansjê zanotowano od koñca lat 

czterdziestych, wraz z pogarszaniem siê warunków tlenowych 

w wodach przydennych (Jonsson, 1992; Kotilainen 

i in., 2007). 

W strefie przejœciowej pomiêdzy mu³ami i i³ami a piaskami 

i ¿wirami, na obrze¿ach g³êbokowodnych basenów 

sedymentacyjnych wystêpuj¹ osady piaszczysto-muliste 

lub mikstyty, tj. osady piaszczysto-¿wirowo-muliste, którym 

bardzo czêsto towarzysz¹ konkrecje ¿elazowo-manganowe. 

Osady te wystêpuj¹ najczêœciej w Ba³tyku W³aœciwym, 

w obszarach dna, gdzie piknoklina ma kontakt 

z dnem morskim; odznaczaj¹ siê one bardzo du¿¹ ró¿norodnoœci¹ 

uziarnienia. Sk³adaj¹ siê ze zmieszanych w zmiennych 

proporcjach frakcji ¿wirowych (64,0–2,0 mm), 

piaszczystych (2,0–0,062 mm) oraz mulistych i ilastych 

(

Na powierzchni osadów ¿wirowych i ¿wirowo-piaszczystych 

wystêpuj¹ te¿ du¿e pola piaszczyste oraz formy 

podobne do wstêg piaszczystych znanych z obszaru Morza 

Pó³nocnego i Cieœnin Duñskich, tylko mniej regularnych. 

Wielkoœæ pól piaszczystych jest zró¿nicowana, od 

kilku do kilkuset metrów. Ich kszta³ty czêsto s¹ nieregularne, 

czasem owalne lub wyd³u¿one. Formy podobne do 

wstêg piaszczystych maj¹ d³ugoœæ dochodz¹c¹ do 500 m, 

przy szerokoœci ok. 40–50 m i zmiennym rozstêpie. Osady 

wystêpuj¹ce w tej strefie znajduj¹ siê w zasiêgu oddzia³ywania 

na dno przeciêtnych fal sztormowych. W czasie 

silnych sztormów piaski drobnoziarniste migruj¹ po 

powierzchni osadów ¿wirowo-piaszczystych w formie 

fal piaszczystych oraz pól i wstêg piaszczystych i po wielokrotnej 

redepozycji wydostaj¹ siê poza strefê oddzia- 

³ywania fal sztormowych. 

W strefie brzegowej, do g³êbokoœci oko³o 10 m, dominuj¹ 

piaski drobnoziarniste. Bardziej gruboziarniste 

typy osadów wystêpuj¹ lokalnie, na abradowanych odcinkach 

strefy brzegowej, zw³aszcza u podnó¿a klifów. 

Osady w strefie brzegowej podlegaj¹ czêstej redepozycji 

przez fale przyboju. W czasie silnych sztormów niszczony 

jest nie tylko brzeg morski, ale mo¿e wówczas dochodziæ 

równie¿ do rozmywania osadów plejstoceñskich 

wystêpuj¹cych w pod³o¿u osadów morskich, w obrêbie 

podwodnego sk³onu brzegowego. Piaski drobnoziarniste 

strefy brzegowej charakteryzuj¹ siê czêstym wystêpowaniem 

ujemnie skoœnych rozk³adów wielkoœci ziarna, 

przy dobrym i bardzo dobrym wysortowaniu. Typowymi 

formami strefy brzegowej s¹ wa³y rewowe z zag³êbieniami 

miêdzy nimi, kana³y i sto¿ki pr¹dów rozrywaj¹cych. 

W czêœci pó³nocnej Morza Ba³tyckiego, w Morzu Botnickim 

i Zatoce Botnickiej, nie wystêpuj¹ rozleg³e pokrywy 

piaszczyste typowe dla po³udniowej i wschodniej czêœci 

Ba³tyku W³aœciwego. W obszarach przybrze¿nych lokalnie 

wystêpuj¹ niewielkie pokrywy piaszczyste, a dominuj¹ 

cienkie i nieci¹g³e ¿wirowo-kamieniste pokrywy 

rezydualne lub wychodnie osadów glacjalnych. 

Sk³ad mineralny wspó³czesnych osadów Morza Ba³tyckiego 

jest œciœle powi¹zany z materia³em stanowi¹cym 

ich bezpoœrednie Ÿród³o, tj. z plejstoceñskimi osadami lodowcowymi 

i wodnolodowcowymi. Osady plejstoceñskie 

wykazuj¹ z kolei regionalne zró¿nicowanie sk³adu 

mineralnego, zwi¹zane z litologi¹ osadów starszego 

pod³o¿a. 

Wspó³czesne osady powierzchniowe i procesy sedymentacyjne 

Sk³ad petrograficzny i mineralny osadów morskich 

zmienia siê w zale¿noœci od wielkoœci sk³adników okruchowych. 

Wœród g³azów, otoczaków i ¿wirów dominuj¹ 

fragmenty ska³ krystalicznych i osadowych, przy czym 

w miarê zmniejszania siê okruchów ubywa ska³ osadowych, 

w pierwszej kolejnoœci wêglanowych, potem piaskowców, 

a wzrasta udzia³ ska³ krystalicznych. Wœród ska³ 

krystalicznych najwiêcej jest granitów, diorytów oraz 

gnejsów. W stosunku do Ÿród³owych osadów plejstoceñskich 

w osadach morskich wyraŸnie wzrasta udzia³ sk³adników 

odpornych na niszczenie, czyli ska³ krystalicznych. 

W miarê zmniejszania siê wymiarów ziaren wzrasta udzia³ 

kwarcu, który dominuje we frakcjach piaszczystych. Jako 

domieszki wystêpuj¹ skalenie, okruchy ska³ krystalicznych 

i osadowych oraz minera³y ciê¿kie. W piaskach drobnoziarnistych 

zawartoœæ kwarcu czêsto przekracza 90%. 

Procesy selekcji ziaren w procesach transportu powoduj¹, 

¿e w piaskach drobnoziarnistych strefy p³ytkowodnej minera³y 

ciê¿kie (g³ównie granaty, amfibole, epidoty, turmaliny, 

a tak¿e cyrkon, rutyl i inne) stanowi¹ lokalnie kilku-, 

a nawet kilkunastoprocentowe domieszki. 

Sk³ad mineralny osadów drobnoziarnistych (mulisto- 

-ilastych) równie¿ odzwierciedla geologiê obszarów, 

sk¹d sk³adniki te s¹ transportowane do morza. Materia³ 

dostaj¹cy siê do morza rzekami jak i pochodz¹cy z erozji 

osadów plejstoceñskich na wybrze¿ach i dnie morskim to 

przede wszystkim minera³y pochodzenia terygenicznego, 

takie jak kwarc, skalenie, illit, chloryt, w mniejszych iloœciach 

równie¿ kaolinit i wêglany. Wêglan wapnia, zarówno 

pochodzenia terygenicznego, jak i biogenicznego, jest 

w wodach ba³tyckich szybko niszczony mechanicznie 

i rozpuszczany. Znacz¹ce domieszki wêglanów wystêpuj¹ 

tylko w rejonie wychodni wêglanowych ska³ sylurskich 

i ordowickich w pó³nocnej czêœci Ba³tyku W³aœciwego. 

W osadach drobnoziarnistych wystêpuje równie¿ 

krzemionka pochodzenia biogenicznego (opal z okrzemek), 

ale nie stanowi ona znacz¹cych domieszek. 

W Ba³tyku powstaj¹ równie¿ inne minera³y autogeniczne 

wchodz¹ce w sk³ad osadów. Ich powstawanie i przetrwanie 

zale¿y od warunków fizykochemicznych panuj¹cych 

w wodach przydennych i wodach interstycjalnych. Minera³y 

takie jak piryt (tak¿e hydrotroilit) oraz kutnahoryt 

i wiwianit powstaj¹ w warunkach beztlenowych. Natomiast 

getyt powstaje w œrodowisku natlenionym. 

Osady mulisto-ilaste sk³adaj¹ siê g³ównie z minera³ów 

pochodzenia terygenicznego: kwarcu, skaleni, illitu 

79

i chlorytów. Minera³y te wystêpuj¹ w zmiennych proporcjach 

we wszystkich basenach Morza Ba³tyckiego (m.in. 

Blazhchishin, 1982; Gingele, Leipe, 1997; Uœcinowicz 

i in., 2003). 

Zawartoœæ kwarcu we wspó³czesnych osadach mulisto-ilastych 

Morza Ba³tyckiego jest najczêœciej mniejsza 

od 40% i zale¿y od zawartoœci frakcji mu³kowych i ilastych. 

Najmniej kwarcu wystêpuje w i³ach zalegaj¹cych 

w najg³êbszych czêœciach basenów sedymentacyjnych, 

z dala od Ÿróde³ alimentacji (i³y muliste Basenu Wschodniogotlandzkiego). 

Skalenie, reprezentowane g³ównie przez plagioklazy 

i skalenie potasowe, we wspó³czesnych osadach mulisto-ilastych 

Morza Ba³tyckiego wystêpuj¹ w iloœci od 5% 

w G³êbi Landsort do 25% w Kattegacie. Najczêœciej jednak 

zawartoœæ skaleni nie przekracza 15%. Pomiêdzy zawartoœci¹ 

kwarcu i skaleni wystêpuje s³aba korelacja dodatnia, 

tzn. im mniej skaleni tym wiêcej kwarcu (fig. 4.5). 

Illit jest minera³em dominuj¹cym wœród minera³ów ilastych. 

Tylko sporadycznie i lokalnie wystêpuje w mniejszej 

iloœci ni¿ pozosta³e minera³y ilaste. 

Chloryt wystêpuje zazwyczaj w iloœciach mniejszych 

ni¿ illit. Niemniej, lokalnie w zatokach Ryskiej i Fiñskiej 

zawartoœæ chlorytu jest wiêksza od illitu, zaœ w Basenie 

Wschodniogotlandzkim zajmuje drugie miejsce 

po kaolinicie. 

Kaolinit wystêpuje regionalnie. Minera³ ten zidentyfikowano 

w osadach po³udniowej czêœci Zatoki Fiñskiej, 

Zatoki Ryskiej, basenów Zachodnio- i Wschodniogotlandzkiego 

oraz w pó³nocno-wschodniej czêœci Basenu 

Fig. 4.5. Zale¿noœæ pomiêdzy zawartoœci¹ kwarcu i skaleni 

we wspó³czesnych osadach mulistych i ilastych 

Morza Ba³tyckiego 

80 


Gdañskiego (Uœcinowicz i in., 2003). Obecnoœæ kaolinitu 

w tych regionach wi¹¿e siê najprawdopodobniej z zawieraj¹cymi 

ten minera³ paleozoicznymi ska³ami wystêpuj¹cymi 

w Estonii, £otwie i pó³nocnej Litwie. Drugim obszarem, 

gdzie we wspó³czesnych osadach mulistych wystêpuje 

kaolinit, jest Zatoka Kiloñska i Kattegat w zachodniej 

czêœci Ba³tyku. 

Illit-montmorylonit stwierdzono tylko w pó³nocnej (Zatoka 

Botnicka, Morze Botnickie, Morze Archipelagowe) 

oraz po³udniowej czêœci Ba³tyku (SW czêœæ Basenu Gdañskiego, 

baseny Bornholmski i Arkoñski). 

Inne minera³y terygeniczne, takie jak: kalcyt, kalcyt 

manganowy, dolomit, kaolinit, montmorylonit, nontronit, 

wermikulit, beidelit, minera³y mieszanopakietowe (illit- 

-montmorylonit, illit-chloryt) wystêpuj¹ lokalnie i czêsto 

tylko w œladowych iloœciach (Stoch i in., 1980; Blazhchishin, 

1982; Œliwiñski, Uœcinowicz, 1983). W sk³adzie 

minera³ów terygenicznych tworz¹cych osady drobnoziarniste 

spotykane s¹ tylko niewielkie zró¿nicowania. Wêglany 

(kalcyt i dolomit) stwierdzono we wszystkich regionach 

Ba³tyku. Najczêœciej jednak wystêpuj¹ one w bardzo 

ma³ych iloœciach, nieprzekraczaj¹cych 1%. Wiêksz¹ 

rolê odgrywaj¹ wêglany jedynie w rejonach wystêpowania 

ska³ wêglanowych w pod³o¿u. 

W osadach mulisto-ilastych pokrywaj¹cych dna basenów 

sedymentacyjnych wystêpuj¹ te¿ minera³y autogeniczne: 

kutnahoryt, rodochrozyt, witeryt, wiwianit, piryt, 

markazyt, getyt, baryt, lokalnie równie¿ gips. Minera³y te 

s¹ obecne w mniejszej iloœci ni¿ terygeniczne, jednak 

zmiennoœæ ich wystêpowania, regionalna i w profilach 

pionowych osadów, jest znacznie wiêksza ni¿ w przypadku 

minera³ów pochodzenia terygenicznego. Wynika to ze 

zró¿nicowanych warunków hydrochemicznych, zarówno 

wspó³czeœnie, jak i w przesz³oœci, w ró¿nych obszarach 

Ba³tyku oraz ze z³o¿onoœci procesów wczesnej diagenezy 

(Alvi, Winterhalter, 2001). Zmiennoœæ warunków hydrochemicznych, 

szczególnie warunków redoks oraz zawartoœci 

tlenu w wodach przydennych, dobrze obrazuje zró¿nicowanie 

wystêpowania ró¿nych form ¿elaza wewn¹trz 

i pomiêdzy basenami. 

Wœród regionów Morza Ba³tyckiego pod wzglêdem 

sk³adu mineralnego osadów drobnoziarnistych wyró¿nia 

siê Zatoka Botnicka, gdzie poza typowymi minera³ami 

terygenicznymi i autogenicznymi obecnymi w osadach 

mulisto-ilastych wystêpuj¹ amfibole i witeryt (Uœcinowicz 

i in., 2003).

Literatura 

ALVI K., WINTERHALTER B., 2001 — Authigenic mineralization 

in the temporary anoxic Gotland Deep, the Baltic Sea. 

Baltica, 14: 74–83. 

BJÖRCK S., 1995 — A review of the history of the Baltic Sea, 

13.0–8.0 ka BP. Quaternary International, 27: 19–40. 

BLANCHON P., SHAW J., 1995 — Reef drowning during 

the last deglaciation: evidence for catastrophic sea-level rise 

and ice-sheet collapse. Geology, 23, 1: 4–8. 

BLAZHCHISHIN A.I., 1982 — Sk³ad mineralny osadów dennych 

Morza Ba³tyckiego. W: Geologia Morza Ba³tyckiego 

(red. V.K. Gudelis, E.M. Emelyanov): 222–256. Wyd. Geol., 

Warszawa. 

CATO I., KJELLIN B., 1994 — Quaternary deposits on the sea 

floor. W: National atlas of Sweden – Geology (red. C. Fredén): 

150–153. Geological Survey of Sweden. 

FAIRBANKS R.G., 1989 — A 17,000-year glacio-eustatic sea 

level record: influence of glacial melting rates on the Younger 

Dryas event and deep-ocean circulation. Nature, 342: 

637–642. 

GINGELE F., LEIPE T., 1997 — Clay mineral assemblages in 

the western Baltic Sea: recent distribution and relation to sedimentary 

units. Marine Geology, 140: 97–115. 

GOLUB D.P., SIDOROW J.S., 1971 — Strojenie powierchnosti 

dokembrijskogo fundamenta. Oceanologia, 9, 2. 

HARFF J., BOHLING G., DAVIS J.C., ENDLER R., KUNZEN- 

DORF H., OLEA R.A., SCHWARZACHER W., VOSS M., 

2001 — Physico-chemical stratigraphy of Gotland Basin Holocene 

sediments, the Baltic Sea. Baltica, 14: 58–66. 

JONSSON P., 1992 — Laminated sediments in the Baltic Proper. 

W: Review of contaminants in Baltic sediments (red. 

M. Perttilä): 33–36. Cooperative Research Report No. 180. 

ICES, Copenhagen. 

HILLE S., LEIPE T., SEIFERT T., 2006 — Spatial variability of 

recent sedimentation rates in the eastern Gotland Basin (Baltic 

Sea). Oceanologia, 48: 1–21. 

KOLP O., 1966 — Rezente Fazies der westlichen und südlichen 

Ostsee. Petermans geographische Mittelungen, 110, 1: 1–18. 

KOTILAINEN A., VALLIUS H., RYABCHUK D., 2007 — Seafloor 

anoxia and modern laminated sediments in coastal basins 

of the eastern Gulf of Finland, Baltic Sea. W: Holocene 

sedimentary environment and sediment geochemistry of the 

eastern Gulf of Finland, Baltic Sea (red. H. Vallius). Geological 

Survey of Finland, Special Paper, 45: 49–62. 

KRAMARSKA R. (red.), 1999 — Mapa geologiczna dna Ba³tyku 

bez utworów czwartorzêdowych, 1:500 000. Pañstw. Inst. 


Literatura 

LUNDQVIST T., BYGGHAMMAR B. 1994 — The Swedish 

Precambrian. W: National atlas of Sweden – Geology (red. 

C. Fredén): 16–21. Geological Survey of Sweden. 

MATTILA J., KANKAANPÄÄ H., ILUS E., 2006 — Estimation 

of recent sediment accumulation rates in the Baltic Sea 

using artificial radionuclides 137 Cs and 239,240 Pu as time markers. 

Boreal Environ. Res., 11: 95–107. 

MOJSKI J.E. (red.), 1989–1995 — Mapa geologiczna dna 

Ba³tyku, 1:200 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

NORLING E., 1994 — Bedrock of Swedish continental shelf. 

W: National atlas of Sweden – Geology (red. C. Fredén): 

38–43. Geological Survey of Sweden. 

POKORSKI J., MODLIÑSKI Z. (red.), 2007 — Mapa geologiczna 

zachodniej i centralnej czêœci obni¿enia ba³tyckiego 

bez utworów permu i m³odszych, 1:750 000. Pañstw. Inst. 


PRATJE O., 1948 — Die Bodenbedeckung der südlichen und 

mittleren Ostsee und ihre Bedeutung für die Ausdeutung 

fossiler Sedimente. Deutsche Hydrogr. Zeitsch., 1, 2/3: 

45–61. 

RYKA W., 1995 — Pod³o¿e krystaliczne. W: Atlas geologiczny 

po³udniowego Ba³tyku (red. J.E. Mojski): 8–9, Tab. IV. 

Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

SIGMOND E.M.O., 2002 — Geological map, land and sea areas 

of Northern Europe, scale 1:4 mln. Geological Survey of 

Norway. 

STOCH L., GÖRLICH K., PIECZKA F.B., 1980 — Litologia 

i sk³ad mineralny osadów z dna Basenu Gdañskiego. Kwart. 

Geol., 24, 2: 395–413. 

SUVEIZDIS P., 2003 — Tectonic map of Lithuania. Institute of 

Geology and Geography, Vilnius. 

SZCZEPAÑSKA T., UŒCINOWICZ Sz., 1994 — Atlas geochemiczny 

po³udniowego Ba³tyku. Tab. I–X. Pañstw. Inst. 


ŒLIWIÑSKI Z., UŒCINOWICZ Sz., 1983 — Litologia osadów 

powierzchniowych po³udniowej czêœci Basenu Bornholmskiego. 

Kwart. Geol., 27, 3: 631–644. 

UŒCINOWICZ Sz., 1999 — Southern Baltic area during the last 

deglaciation. Geol. Quart., 43, 2: 137–148. 

UŒCINOWICZ Sz., 2003 — The Southern Baltic relative sea 

level changes, glacio-isostatic rebound and shoreline displacement. 

Pol. Geol. Inst. Sp. Pap., 10. 

UŒCINOWICZ Sz., NARKIEWICZ W., SOKO£OWSKI K., 

2003 — Mineralogical composition and granulometry. 

W: Contaminants in the Baltic Sea sediments (red. M. Perttilä). 

MERI Report Series of the Finnish Institute of Marine 

Research, No. 50: 21–24. 

81

WALKUSZ J., ROMAN S., PEMPKOWIAK J., 1992 — Contamination 

of the southern Baltic surface sediments with 

heavy metals. Biul. MIR, 1 (125): 33–37. 

WINTERHALTER B., 1992 — Late-Quaternary stratigraphy of 

Baltic Sea basins – a review. Bull. Geol. Soc. Finland, 64,2: 

189–194. 

WINTERHALTER B., FLODÉN T., IGNATIUS H., AXBERG S., 

NIEMISTÖ L., 1981 — Geology of the Baltic Sea. W: The Bal- 


tic Sea (red. A. Voipio): 1–121. Elsevier Oceanography 

Series, Amsterdam. 

ZACHOWICZ J., MIOTK-SZPIGANOWICZ G., KRAMAR- 

SKA R., UŒCINOWICZ Sz., PRZE�DZIECKI P., 2008 — 

A critical review and reinterpretation of bio-, litho- and 

seismostratigraphic data of the southern Baltic deposits. Pol. 

Geol. Inst. Sp. Pap., 23: 117–138.

Rozdzia³ 5 

DOP£YW SUBSTANCJI CHEMICZNYCH 

DO MORZA BA£TYCKIEGO 

5.1. Dop³yw substancji chemicznych z atmosfery 

Wspó³oddzia³ywanie l¹du, morza i atmosfery to z³o- 

¿ony zespó³ procesów wymiany substancji. Wymiana ta 

z jednej strony decyduje o jakoœci powietrza, a z drugiej 

wp³ywa na sk³ad chemiczny powierzchniowej warstwy 

wody, gdzie procesy chemiczne i biochemiczne s¹ kolejnym 

etapem transformacji materii, decyduj¹cym o kierunku 

jej przep³ywu w morzu. 

Istnieje wiele dróg, którymi substancje chemiczne przemieszczaj¹ 

siê do morza. Jedn¹ z nich jest transport via atmosfera, 

który przenosi substancje w stanie gazowym, 

ciek³ym i sta³ym z obszarów Ÿród³owych nad obszary 

morskie. 

W przywodnej warstwie atmosfery nad rozleg³ymi obszarami 

mórz i oceanów najwiêksz¹ masê stanowi¹ j¹dra 

soli morskich. Podczas porywania przez wiatr piany morskiej 

i kropel py³u wodnego lub pêkania pêcherzyków gazowych 

kropelki wody wyrzucane s¹ bezpoœrednio z powierzchni 

morza do atmosfery, a wraz z nimi zwi¹zki nieorganiczne: 

chlorki, siarczany, wêglany oraz zwi¹zki organiczne: 

sterole, kwasy t³uszczowe, glicerydy, fosfolipidy, 

wêglowodany, organizmy planktonowe takie jak bakterie, 

wirusy i glony. W atmosferze morskiej stê¿enie 

cz¹stek waha siê œrednio od 100 do 300 w 1 cm 3 (Garbalewski, 

1999), jednak¿e obok j¹der soli znajduj¹ siê inne 

sk³adniki niemorskiego pochodzenia. Nale¿¹ do nich 

cz¹stki mineralne pochodz¹ce z wietrzenia ska³ i erupcji 

wulkanicznych oraz cz¹stki wyemitowane do atmosfery 

w wyniku spalania paliw i biomasy. Najwiêkszy wk³ad 

w masê aerozoli atmosferycznych maj¹ aerozole terygeniczne, 

powstaj¹ce na obszarach l¹dowych. Ich globalne 

zasoby oceniane s¹ na 16,4 ·10 12 g (Erickson i in., 1997). 

Na pó³kuli pó³nocnej do najwa¿niejszych obszarów Ÿród- 

³owych zaliczane s¹ regiony pustynne Sahary i Sahelu 

w pó³nocnej Afryce oraz Gobi i Takla Makan w Azji. 

Aerozole terygeniczne o ma³ych œrednicach, rzêdu 0,01 

i 0,05 ìm, oraz du¿ych, powy¿ej 10 ìm, mog¹ byæ transportowane 

bardzo wysoko w troposferze ponad kontynentami 

i mog¹ opadaæ na powierzchniê l¹du lub wody. 

Transport atmosferyczny aerozoli terygenicznych obejmuje 

ogromne przestrzenie globu ziemskiego. Chmury 

cz¹stek pustynnych z Azji docieraj¹ do zachodnich wybrze¿y 

Stanów Zjednoczonych, a z Sahary – w rejon Zatoki 

Meksykañskiej czy nad centraln¹ lub nawet pó³nocn¹ 

Europê (Falkowska, Lewandowska, 2009). Cz¹stki pochodzenia 

antropogenicznego, coraz czêœciej nazywane 

aerozolami miejskimi, stanowi¹ najmniejsz¹, submikronow¹ 

frakcjê, która nad l¹dem i w strefach brzegowych 

mórz i oceanów ³¹czy siê w wyniku adhezji, kondensacji, 

koalescencji czy sorpcji z naturalnymi sk³adnikami 

powietrza. 

Aerozole i gazy znajduj¹ce siê w atmosferze opadaj¹ 

bezpoœrednio w wyniku sedymentacji lub na drodze dyfuzji 

przenoszone s¹ do pod³o¿a (fig. 5.1). Sucha depozycja 

atmosferyczna to usuwanie substancji sta³ych, ciek³ych 

83

i gazowych, w³¹czonych w sedymentuj¹ce cz¹stki aerozoli 

oraz zaabsorbowanych na ich powierzchni. Sucha 

depozycja obejmuje równie¿ gazy bezpoœrednio absorbowane 

na powierzchni wody morskiej. W opadzie cz¹steczek 

gazowych du¿¹ rolê nale¿y przypisaæ rozpuszczalnoœci 

i chemicznym reakcjom z wod¹ oraz turbulentnemu 

mieszaniu powierzchniowej warstwy morza. Zatem pionowy 

transport substancji chemicznych w suchym opadzie 

mo¿e podlegaæ jednemu b¹dŸ kilku z nastêpuj¹cych 

procesów: sedymentacji grawitacyjnej (efektywna tylko 

dla wzglêdnie du¿ych cz¹stek aerozolu), dyfuzji turbulentnej, 

dyfuzji molekularnej, opadaniu inercyjnemu, ruchom 

Browna. 

Wielkoœæ depozycji atmosferycznej aerozoli determinowana 

jest przez rozmiar cz¹stek, masê oraz warunki 

meteorologiczne. Wzrost prêdkoœci wiatru powiêksza 

strumieñ du¿ych cz¹stek aerozolu i jego udzia³ w suchej 

depozycji, mimo mniejszego udzia³u iloœciowego. Cz¹st- 

84 

Dop³yw substancji chemicznych do Morza Ba³tyckiego 

Fig. 5.1. Mechanizmy suchej i mokrej depozycji prowadz¹ce do oczyszczania atmosfery z substancji chemicznych 

wchodz¹cych w sk³ad aerozoli i gazów (wg Falkowskiej i Korzeniewskiego, 1998, zmodyfikowane) 

ki o œrednicy mniejszej od 1 ìm maj¹ prêdkoœæ opadania 

mniejsz¹ od du¿ych aerozoli i jest ona wypadkow¹ prêdkoœci 

grawitacyjnego opadania i ruchów Browna. Najmniejsze 

cz¹stki, o œrednicach oko³o 0,05 ìm, podlegaj¹ 

g³ównie ruchom Browna i jest to dla nich najefektywniejszy 

mechanizm transportu. Ruchy Browna wraz z termoforez¹ 

prowadz¹ czêsto do wychwytywania submikronowych 

cz¹stek przez opadaj¹ce aerozole. Atmosferyczny 

czas ¿ycia takich cz¹stek mo¿e wynosiæ nawet kilka dni, 

a¿ zostan¹ one usuniête z atmosfery z suchym opadem, 

ale tak¿e z mg³¹ lub deszczem. W konsekwencji wzrost 

ich rozmiarów i masy mo¿e wp³ywaæ na zwiêkszenie 

strumienia dop³ywu (Garbalewski, 1977). 

Opad mokry to proces naturalny, na skutek którego 

substancje chemiczne w postaci gazowych sk³adników powietrza 

i aerozoli usuwane s¹ z atmosfery przez hydrometeoryty 

(kropelki mg³y czy chmur, deszcz, œnieg) i osi¹gaj¹ 

powierzchniê Ziemi. Wymywanie jest efektywnym proce-

sem oczyszczaj¹cym atmosferê. Oszacowano, ¿e w umiarkowanych 

szerokoœciach geograficznych deszcze usuwaj¹ 

70–80% masy aerozoli z atmosfery. Mokry opad to proces 

dwustopniowy, rozpoczyna siê w momencie kondensacji 

pary wodnej na cz¹stkach przez koalescencjê i formowanie 

du¿ych kropli w chmurach, a koñczy na opadzie 

w fazie ciek³ej lub sta³ej. W chmurach powstaje oœrodek, 

w którym zachodz¹ transformacje chemiczne, do których 

nie dosz³oby w fazie gazowej lub zachodzi³yby bardzo 

powoli (fig. 5.2). Przyk³adem mog¹ byæ wyniki badañ 

ukazuj¹ce, ¿e w skali globalnej wiêcej ni¿ 70% ditlenku 

siarki wystêpuje wewn¹trz kropelek chmur w postaci 

SO4 2– (Langner, Rodhe, 1991). Chemiczne sk³adniki fazy 

wodnej w chmurach pochodz¹ z w³¹czenia siê rozpuszczalnych 

zwi¹zków obecnych w cz¹stkach aerozoli, które 

by³y zarodnikami kropelek chmur. W ten sposób s¹ one 

Dop³yw substancji chemicznych z atmosfery 

usuwane z atmosfery wewn¹trz kropel, w których mog¹ 

byæ tak¿e rozpuszczane liczne gazy œladowe. W wyniku 

reakcji substancje chemiczne w³¹czane w kropelki chmur 

mog¹ w fazie wodnej tworzyæ inne produkty. Chmury 

wychwytuj¹ nawet pojedyncze ma³e cz¹stki znajduj¹ce siê 

w ich pobli¿u. 

Dop³yw ró¿norodnych substancji z atmosfery jest niezwykle 

bogaty i jest rezultatem oddzia³ywañ, jakie wystêpuj¹ 

podczas powstawania cz¹stek, ale tak¿e jest funkcj¹ 

czasu i miejsca. Bezpoœrednio na powierzchniê morza 

powracaj¹ aerozole marygeniczne, odzwierciedlaj¹ce 

w swoim sk³adzie nieorganiczne i organiczne substancje 

rozpuszczone i zawieszone w morzu, a tak¿e wprowadzane 

s¹ cz¹stki terygeniczne i antropogeniczne, naniesione 

z bliskich i odleg³ych obszarów Ÿród³owych. Œcieranie siê 

w strefie brzegowej mas powietrza, w sk³adzie którego 

Fig. 5.2. Procesy wystêpuj¹ce wewn¹trz i na zewn¹trz chmur, w ich bezpoœrednim s¹siedztwie, które mog¹ zmieniaæ 

w³aœciwoœci aerozoli i gazów oraz rozmiary cz¹stek (wg Falkowskiej i Lewandowskiej, 2009, zmodyfikowane) 

85

Fig. 5.3. Udzia³ poszczególnych jonów w ca³kowitej masie 

soli nieorganicznych w opadach nad uprzemys³owion¹ 

stref¹ brzegow¹ Zatoki Gdañskiej w latach 2005–2006 (Falkowska, 

Lewandowska, 2009) 

dominuj¹ aerozole morskie i l¹dowe, czêsto wzbogacone 

w zanieczyszczenia, doprowadza do powstania bogatej 

mieszaniny jonów wymywanych z atmosfery przez opad 

mokry. Przyk³adem mog¹ byæ wyniki badañ prowadzonych 

w latach 2005–2006 w strefie brzegowej Zatoki 

Gdañskiej. Najwiêkszy udzia³ w deszczach maj¹ jony 

chlorkowe pochodz¹ce z morza, jony siarczanowe pochodz¹ce 

z morza i z zanieczyszczeñ z l¹du oraz azotany 

g³ównie pochodzenia antropogenicznego. Pozosta³e kationy 

mog³y pochodziæ zarówno z wody morskiej, jak 

i z l¹du (fig. 5.3). Z atmosfery jony s¹ wymywane w postaci 

kropel mg³y, deszczu lub œniegu. 

Pierwiastki i zwi¹zki chemiczne wprowadzone z atmosfery 

do powierzchni morza pe³ni¹ wa¿n¹ rolê, zale¿nie 

od w³aœciwoœci i zaanga¿owania w procesy biologiczne. 

Jeœli nale¿¹ do grupy zwi¹zków biogenicznych 

(gazy: SO2,NH3,N2, NO, NO2,CO2, VOC * ; aerozole: sole 

azotu i fosforu – NO3 – ,NH4 + ,PO4 3– ; pierwiastki œladowe: 

Fe, Ca, Mn, Ni, Cu, Zn, Br, Co, F), wp³ywaj¹ na ¿yznoœæ 

morza i mog¹ podnosiæ jego produktywnoœæ oraz 

sprzyjaæ czêstym zakwitom glonów. Konsekwencj¹ przyrostu 

biomasy jest zawsze wzrost strumienia sedymentuj¹cego 

detrytusu i pogorszenie warunków tlenowych 

w wodach przydennych i osadach. Brak tlenu powoduje 

spowolnienie kinetyki przemian materii organicznej i za- 

* VOC – ang. Volatile Organic Compounds – lotne zwi¹zki organiczne. 

86 


k³ócenie cykli biogeochemicznych wêgla, azotu, fosforu, 

¿elaza czy innych metali œladowych. 

Z atmosfery do wody morskiej wprowadzane s¹ tak¿e 

pierwiastki œladowe i gazy, które s¹ niepotrzebne lub 

prawdopodobnie niepotrzebne do ¿ycia w morzu (Be, Cr, 

Ge, Se, Ag, Cd, Hg, Po, Pb, Sn, Al i inne). Ich obecnoœæ 

w wodzie morskiej pogarsza warunki ¿ycia organizmów 

morskich, a nawet czyni je toksycznymi, co skutkuje obumieraniem 

komórek glonów i œmiertelnoœci¹ organizmów 

na wy¿szych poziomach troficznych. Prowadzi do 

tego bioakumulacja i biomagnifikacja – procesy, w których 

toksyczne metale, a zw³aszcza ich formy organiczne 

czy trwa³e zanieczyszczenia organiczne, w sk³ad których 

wchodz¹ m.in. dioksyny i DDT ** , w³¹czane s¹ w tkankê 

organiczn¹ i przechodz¹ ³añcuch troficzny a¿ do ostatniego 

ogniwa, jakim s¹ ptaki i ssaki morskie. 

5.1.1. Zwi¹zki azotu 

Zwi¹zki azotu nale¿¹ do zwi¹zków biogenicznych. 

Wystêpuj¹ w postaci soli niezbêdnych do ¿ycia organizmów 

planktonowych. Ich brak limituje produkcjê pierwotn¹ 

w morzu, a ich nadmiar podnosi produktywnoœæ 

i prowadzi do eutrofizacji akwenu. 

Naturalnym i najbardziej zasobnym magazynem azotu 

cz¹steczkowego jest atmosfera, bezpoœrednio granicz¹ca 

z powierzchni¹ morza, gdzie rozpuszczalnoœæ N2 i równowagê 

w wymianie gazowej utrzymuj¹ temperatura i zasolenie. 

W powietrzu nadmorskim wystêpuj¹ równie¿ inne 

nieorganiczne zwi¹zki azotu (N2O, NO, NO2, HNO2, 

HNO3, NO3 – ,NH3, NH4 + ) oraz wiele organicznych zwi¹zków 

w formach gazowych i aerozolowych. Zwi¹zki azotu 

mog¹ wystêpowaæ w kilku fazach, np. azotany w powietrzu 

mog¹ byæ obecne jako pary kwasu azotowego, jony 

rozpuszczone w deszczu i kroplach chmur oraz w aerozolach 

jako sole. Procesy fotochemiczne prowadz¹ do przemian 

z udzia³em zwi¹zków azotu i powstaniem cz¹steczek 

wzbudzonych, zjonizowanych, o du¿ej reaktywnoœci. 

Obok naturalnie powstaj¹cych w atmosferze nieorganicznych 

i organicznych zwi¹zków azotu znajduj¹ siê 

w niej zwi¹zki pochodz¹ce ze Ÿróde³ antropogenicznych. 

W przypadku tlenków azotu i amoniaku w atmosferze 

dominuj¹ zwi¹zki pochodz¹ce z przemys³owej, rolnej 

** DDT – Dichlorodifenylotrichloroetan – azotoks.

i hodowlanej dzia³alnoœci cz³owieka. W globalnej emisji 

naturalne Ÿród³a maj¹ udzia³ mniej znacz¹cy. Transport 

atmosferyczny cz¹steczek gazowych potrafi przenieœæ je 

na bardzo du¿e odleg³oœci, zanim zostan¹ w³¹czone w krople 

deszczu b¹dŸ w wyniku reakcji chemicznych ulegn¹ 

konwersji w cz¹stki zawieszone, a nastêpnie jako j¹dra 

kondensacji stan¹ siê zarodnikami chmur. Aerozole w atmosferze 

maj¹ krótki czas ¿ycia i s¹ usuwane w ci¹gu kilku 

dni. Tempo atmosferycznej depozycji wzrasta wraz ze 

wzrostem rozmiarów i masy cz¹stek. Ma³e aerozole, 

mniejsze od 1 ìm œrednicy, powstaj¹, gdy w wyniku chemicznych 

i fotochemicznych reakcji tlenki azotu przechodz¹ 

w sole azotowe, a amoniak w azotan amonu, chlorek 

amonu czy siarczan lub wodorosiarczan amonu. Cz¹stki 

wiêksze od 1 ìm œrednicy powstaj¹ w atmosferze nadmorskiej, 

gdy masy znad l¹du mieszaj¹ siê z powietrzem 

nasyconym aerozolami morskimi. Zachodzi wówczas reakcja 

miêdzy parami kwasu azotowego a sol¹ morsk¹: 

HNO3 + NaCl � NaNO3 + HCl 

Pary kwasu azotowego mog¹ byæ poprzez reakcjê 

z aerozolami morskimi szybko usuniête do wód powierzchniowych 

jako suchy opad cz¹stek b¹dŸ opadaæ z kropelkami 

deszczu. Amoniak ulega równie szybko depozycji 

atmosferycznej. Czas ¿ycia aerozoli amonowych wynosi 

kilka dni, po czym nastêpuje ich depozycja lub przy 

sprzyjaj¹cych warunkach meteorologicznych zostaj¹ przeniesione 

na znaczne odleg³oœci. G³ównym mechanizmem 

usuwania amoniaku z powietrza do wody morskiej jest 

reakcja z kwasem azotowym i siarkowym: 

NH3 + HNO3 � NH4NO3 

NH3 +H2SO4 � NH4HSO4 

Badania prowadzone w atmosferze nad zurbanizowan¹ 

i uprzemys³owion¹ stref¹ brzegow¹ Zatoki Gdañskiej 

wykaza³y dominuj¹c¹ rolê jonów siarczanowych, z którymi 

³¹czy³y siê cz¹steczki amoniaku. Drugorzêdne znaczenie 

w dop³ywie mokrym mia³y azotan amonu i chlorek 

amonu (fig. 5.4). Zatem aktywnoœæ ludzka, zarówno przemys³owa, 

jak i rolnicza, jest g³ównym Ÿród³em jonów soli 

nieorganicznych wprowadzanych deszczem do powierzchniowych 

wód strefy brzegowej po³udniowego Ba³tyku. 

Szacowany od lat 80. ubieg³ego stulecia dop³yw zwi¹zków 

azotu z atmosfery do Ba³tyku jest coraz mniejszy, 


Fig. 5.4. Udzia³ jonów siarczanowych, azotanowych i chlorkowych 

w opadach w strefie brzegowej Zatoki Gdañskiej 

w latach 2005–2006 (Falkowska, Lewandowska, 2009) 

poniewa¿ maleje ich emisja do atmosfery. Dowodz¹ tego 

opracowania HELCOM (2005). Porównuj¹c pierwsze lata 

XXI wieku do lat osiemdziesi¹tych ubieg³ego stulecia, 

emisja spad³a o oko³o 40%. Przyczyni³o siê to do proporcjonalnego 

spadku strumienia azotu ca³kowitego do morza 

(fig. 5.5). 

Z badañ prowadzonych w polskiej strefie brzegowej 

w latach 2005–2007 wynika, ¿e œredni roczny strumieñ 

azotu ca³kowitego w deszczach wynosi³ 3,42·10 4 ìmol/m 2 

i w ci¹gu trzech kolejnych lat nastêpowa³ wzrost rocznego 

dop³ywu z 2,88·10 4 do 4,31·10 4 ìmol/m 2 . Te istotne 

wahania wielkoœci dop³ywu zwi¹zków azotu w poszczególnych 

latach mog³y wynikaæ z odmiennych warunków 

meteorologicznych (prêdkoœæ i kierunek wiatru podczas 

opadu) (Sikorowicz, 2008). W 2005 r. opadom towarzyszy³y 

g³ównie wiatry z kierunków NW–W–SW z ma³ym 

udzia³em wiatrów wschodnich, natomiast w roku nastêpnym 

oprócz wiatrów nap³ywaj¹cych z zachodu du¿y 

udzia³ mia³y wiatry nap³ywaj¹ce z po³udnia. W 2007 r. 

podczas opadów dominowa³y wiatry z kierunków po³udniowych 

(SW–S–SE). Zmienny uk³ad wiatrów i ma³e 

œrednie prêdkoœci (2–3 m/s) wskaza³y na lokalne Ÿród³a 

zwi¹zków azotu wymywanych z atmosfery do strefy 

brzegowej. 

87

Fig. 5.5. Sumaryczny dop³yw zwi¹zków azotu z atmosfery 

do Ba³tyku w latach 1965–2006 (Rodhe i in., 1980; Ferm, 

1984; Baltic Marine, 1987; Eliassen i in., 1988; Schneider, 

1988; HELCOM, 1989; Bartnicki in., 2008) 

W ca³kowitym dop³ywie atmosferycznym azotu do 

Morza Ba³tyckiego dominuj¹ dwie formy – utleniona 

i zredukowana, z wiêkszym udzia³em formy utlenionej 

(fig. 5.6). Odwrotn¹ tendencjê dostrze¿ono w strefie brzegowej 

po³udniowego Ba³tyku. Trzyletni okres badañ sk³adu 

chemicznego deszczy i uwarunkowañ meteorologicznych 

wykaza³, ¿e maleje w opadach udzia³ azotanów, 

a roœnie amoniaku i azotu organicznego. Wzrost stê¿eñ 

tych form wi¹¿e siê silnie z dzia³alnoœci¹ rolnicz¹ cz³owieka. 

Zatem powietrze dop³ywaj¹ce nad po³udniowy 

Ba³tyk znad l¹du prowadzi do zwiêkszonej depozycji 

Fig. 5.6. Zmiany wielkoœci ca³kowitej depozycji azotu do 

Ba³tyku z wyszczególnieniem form utlenionych i zredukowanych 

(Bartnicki i in., 2008) 

88 


amoniaku w stosunku do azotanów. Przewaga form zredukowanych 

azotu nad utlenionymi w dop³ywie atmosferycznym 

wystêpuje równie¿ w Cieœninach Duñskich 

(Bartnicki i in., 2008). Tak¹ sam¹ tendencjê w opadach 

pokazuj¹ wyniki pomiarów ze stacji t³a EMEP w Polsce. 

Depozycja NH4 + jest o 21% wiêksza ni¿ form utlenionych 

(Kryza i in., 2009). 

5.1.2. Zwi¹zki fosforu 

Fosfor w aerozolach i jego depozycja to s³abo rozpoznane 

problemy, g³ównie z powodu niewielkiego udzia³u 

sk³adowej atmosferycznej w cyklu biogeochemicznym 

tego pierwiastka. Zwi¹zki fosforu w atmosferze, czêsto 

wystêpuj¹ce z glinokrzemianami, to cz¹stki terygeniczne 

pochodz¹ce z erozji ska³ i gleby. Przyjmuje siê, ¿e w górnych 

50 cm gleby mieœci siê oko³o 0,05% ca³kowitej masy 

fosforu (Stevenson, Cole, 1999). Fosfor wystêpuje 

w wielu minera³ach, ³¹czy siê z metalami i niemetalami, 

takimi jak: lit, ¿elazo, wapñ, sód, potas, mangan, miedŸ, 

o³ów czy chlor. Cz¹stki krustalne po wietrzeniu, zale¿nie 

od warunków meteorologicznych, przenoszone s¹ transportem 

eolicznym na ró¿ne odleg³oœci. Jednak erozja nie 

jest bardzo wydajnym Ÿród³em tego pierwiastka do atmosfery. 

Silne wiatry znad Sahary potrafi¹ wynieœæ du¿¹ 

masê cz¹stek, ale z bardzo ma³ym udzia³em zwi¹zków 

fosforu, których depozycja nie przekracza 0,1 kg/ha 

(Stoorvogel i in., 1997). Brak form gazowych ogranicza 

przemiany zwi¹zków fosforu w atmosferze. 

Smil (2000) oszacowa³, ¿e œrednia roczna depozycja do 

oceanów wynosi 3,0–3,5·10 6 ton fosforu, z czego ponad 

90% przypisuje siê cz¹stkom pochodz¹cym z erozji. Jak 

dowodz¹ wyniki badañ z ostatnich dziesiêciu lat ubieg³ego 

stulecia, 90% fosforu wnosz¹ do oceanu rzeki, a atmosfera 

dostarcza tylko oko³o 10%. Jednak¿e jest to Ÿród³o, które 

w przeciwieñstwie do rzek mo¿e swym zasiêgiem oddzia³ywaæ 

na du¿e przestrzenie morskie i oceaniczne 

(Markaki i in., 2003). Fosfor w cz¹stkach krustalnych 

charakteryzuje siê niewielk¹ rozpuszczalnoœci¹. Graham 

i Duce (1979, 1982) dowiedli, ¿e rozpuszczalnoœæ fosforu 

z aerozoli zebranych nad pó³nocnym Atlantykiem wynosi³a 

oko³o 36%. Podobne wyniki uzyskano u wybrze¿y 

Izraela (Herut i in., 1999). Pomimo trudno rozpuszczalnych 

zwi¹zków, fosfor wprowadzany z py³ami do wschodniej 

czêœci Morza Œródziemnego wspomaga³ now¹ produkcjê 

pierwotn¹ a¿ do 38% (Markaki i in., 2003).

Atmosferyczny dop³yw fosforu do Ba³tyku wydaje siê 

byæ ma³o znacz¹cy ze wzglêdu na brak wydajnych naturalnych 

Ÿróde³ emisji, tym niemniej mo¿e on byæ niezwykle 

wa¿ny dla wzrostu sinic w obszarach morskich limitowanych 

fosforem. Zdaniem Trzosiñskiej (1990), z atmosfery 

pochodzi 1–5% ca³kowitego ³adunku fosforu wprowadzanego 

do Ba³tyku, natomiast do Zatoki Gdañskiej – 

nie przekracza 0,8%. Oceny wielkoœci dop³ywu fosforu 

z lat 70. ubieg³ego stulecia wskazuj¹ na roczny strumieñ 

ca³kowitego fosforu do Ba³tyku rzêdu 1,4 kiloton (Rodhe 

i in., 1980), natomiast z lat 1983–1985 – na 6 kiloton 

(HELCOM, 1989). Roczny strumieñ fosforu w opadzie 

mokrym nad stref¹ brzegow¹ po³udniowego Ba³tyku w latach 

2005–2007 kszta³towa³ siê w przedziale od 58,8 do 

91,7 ìmol/m 2 . W ca³kowitym dop³ywie fosforu biodostêpna 

forma jonów fosforanowych stanowi³a od 21 do 

97% (Sikorowicz, 2008). 

5.1.3. Metale biogeniczne – ¿elazo 

¯elazo jest pierwiastkiem niezbêdnym do biochemicznego 

i fizjologicznego funkcjonowania organizmów planktonowych 

w morzu. Fitoplankton wykorzystuje ¿elazo do 

podtrzymania licznych procesów – fotosyntezy, produkcji 

chlorofilu, redukcji azotanów, wi¹zania azotu cz¹steczkowego 

z atmosfery i innych reakcji utleniania. Z powodu 

niskich stê¿eñ (0,05–2,00 nmol/dm 3 ) ¿elazo jest pierwiastkiem 

limituj¹cym produkcjê pierwotn¹ i reguluj¹cym 

strukturê ekosystemu morskiego (Martin i in., 1989). Zatem, 

obok dop³ywu rzecznego, atmosfera staje siê wa¿nym 

œrodkiem transportu sk³adników od¿ywczych i mikrosk³adników, 

do których zalicza siê zwi¹zki ¿elaza 

wprowadzane w œladowych iloœciach do wód powierzchniowych. 

Wyniki wielu badañ wskazuj¹, ¿e dop³yw atmosferyczny 

mo¿e stymulowaæ produkcjê pierwotn¹, 

a w konsekwencji kontrolowaæ przep³yw sedymentuj¹cej 

materii z powierzchniowej warstwy eufotycznej do g³êbin 

morskich i do osadów (Duce, Tindale, 1991; Jickells 

i in., 2005). 

W warstwie przywodnej atmosfery nadmorskiej ¿elazo 

obecne jest w aerozolach, które s¹ mieszanin¹ cz¹stek 

pochodzenia l¹dowego, powsta³ych w wyniku wietrzenia 

ska³, gleb i procesów fotochemicznych, ale równie¿ soli 

morskiej i kwasowych aerozoli siarczanowych. Zawieraj¹ 

wiêc trudno rozpuszczalne tlenki i wodorotlenki, minera³y, 

sole, ale tak¿e formy rozpuszczone. ¯elazo mine- 


ralne obecne w aerozolach nie jest rozpuszczone i biodostêpne 

dla organizmów autotroficznych, jednak¿e aerozole 

pokonuj¹c drogê kilku albo nawet kilkuset tysiêcy 

kilometrów ulegaj¹ podczas transportu licznym procesom. 

Kwaœna natura aerozoli i fotochemiczne procesy redoks 

przeprowadzaj¹ ¿elazo w rozpuszczalne chemicznie 

formy Fe(II) i Fe(III). Uwa¿a siê, ¿e opad mokry to g³ówne 

Ÿród³o ¿elaza do morza i kszta³tuje siê na poziomie ok. 

80% lub wiêcej ca³oœci depozycji atmosferycznej (Duce, 

Tindale, 1991). Martin i in. (1989) oszacowali, ¿e depozycja 

atmosferyczna stanowi od 84 do 93% ca³kowitego 

zewnêtrznego dop³ywu ¿elaza do wód powierzchniowych. 

Najbogatsze w ¿elazo s¹ mineralne cz¹stki aerozoli oraz 

powsta³e w wyniku procesów antropogenicznych. Stê¿enie 

¿elaza w aerozolach pochodz¹cych z obszarów rolniczych 

waha siê od 0,05 do 15 ìg/m 3 , a z obszarów przemys³owych 

od 0,02 do 30 ìg/m 3 (Zhuang i in., 1995). 

W morskich aerozolach z pó³nocnego Pacyfiku ¿elazo 

ca³kowite osi¹ga stê¿enie od 0,01 do 0,15 ìg/m 3 , gdzie 

biodostêpna forma Fe(II) stanowi od 11 do 100%. 

Wielkoœæ dop³ywu ¿elaza z atmosfery zale¿y od geograficznego 

usytuowania akwenu, warunków meteorologicznych 

i czasu, a zatem ma charakter nieregularny, dlatego 

niektóre organizmy morskie wykszta³ci³y zdolnoœæ 

jego przechowywania, najwiêksz¹ okrzemki (Thalassiosira 

pseudonana i T. weissflogii). Mog¹ one zgromadziæ 

20–40-krotny nadmiar ¿elaza komórkowego powy¿ej poziomu 

potrzebnego do swojego maksymalnego wzrostu. 

Ta umiejêtnoœæ jest wa¿na równie¿ dla organizmów, które 

kwitn¹ epizodycznie. Cyjanobakterie (Trichodesmium) 

mog¹ wyekstrahowaæ ¿elazo z dostarczonych z atmosfery 

aerozoli mineralnych, a tym samym wprowadziæ do 

obiegu w ekosystemie nowe ¿elazo i azot cz¹steczkowy 

(Wells, 2003). Utrzymuj¹ce siê na powierzchni wody 

kolonie Trichodesmium asymiluj¹ ¿elazo bezpoœrednio 

z cz¹stek opadaj¹cych grawitacyjnie na powierzchniê 

morza. 

Do strefy brzegowej po³udniowego Ba³tyku i do wód 

otwartych ¿elazo dop³ywa w opadach deszczowych 

w bardzo szerokim zakresie stê¿eñ: od 0,1 do prawie 

100 ìmol/dm 3 . Wiêkszoœæ opadów charakteryzuj¹ stê¿enia 

poni¿ej 1 ìmol/dm 3 , natomiast wysokie wartoœci wystêpuj¹ 

sporadycznie i najczêœciej w okresie lata. Zmiennoœæ 

tê determinuj¹ g³ównie: wysokoœæ opadu, jego pH 

i d³ugoœæ okresu bezopadowego poprzedzaj¹cego deszcz 

czy opad œniegu, ale tak¿e wa¿ny jest kierunek nap³ywa- 

89

j¹cego powietrza. Nad po³udniowy Ba³tyk najczêœciej 

nap³ywaj¹ zachodnie masy powietrza, a wraz z nimi ¿elazo 

dociera przede wszystkim ze Ÿróde³ terygenicznych. 

Œwiadcz¹ o tym wysokie, ponad 90%, udzia³y Fe(II) 

w ¿elazie ca³kowitym obecnym w opadzie mokrym (Falkowska 

i in., 2008; Sikorowicz, 2008). Skutecznoœæ wymywania 

¿elaza z atmosfery jest funkcj¹ wyk³adnicz¹ 

wysokoœci opadu i czasu jego trwania (fig. 5.7). 

Atmosferyczny strumieñ ¿elaza do oceanu œwiatowego 

wynosi 450 Tg/rok, z czego do Atlantyku dop³ywa 

oko³o 47% (Jickells i in., 2005). W przeliczeniu na metr 

kwadratowy powierzchni oceanu roczny strumieñ ¿elaza 

ca³kowitego wynosi 450 ìmol, natomiast Fe (II) i Fe(III) 

odpowiednio: 60 i 42 ìmol (Kieber i in., 2001). W strefie 

po³udniowego Ba³tyku strumienie ¿elaza ca³kowitego docieraj¹cego 

z opadem mokrym by³y o rz¹d wielkoœci 

mniejsze ni¿ nad Atlantykiem i wynosi³y: w 2006 r. 

40,8 ìmol/m 2 , a w 2007 r. 72 ìmol/m 2 (Sikorowicz, 

2008). To uszczuplenie wielkoœci dop³ywu ¿elaza nad 

Ba³tyk wynika ze znikomego udzia³u alkalicznych py³ów 

pochodz¹cych z Sahary, które dominuj¹ nad oceanem. 

Jednak¿e gdy w rejon po³udniowego Ba³tyku nanoszone 

s¹ aerozole mineralne, zarówno te z odleg³ych obszarów 

l¹dowych (rolnych, pustynnych), jak i pobliskich (wykopy 

i prace budowlane), deszcze wprowadzaj¹ ³adunek 

¿elaza porównywalny, a nawet trzykrotnie przewy¿szaj¹cy 

dop³yw do Atlantyku. W 2005 r. strefa brzegowa Zatoki 

Gdañskiej otrzyma³a 1438 ìmol ca³kowitego ¿elaza 

na metr kwadratowy powierzchni w opadach mokrych 

o pH >5,6 (Sikorowicz, 2008). 

90 

Fig. 5.7. Efektywnoœæ wymywania z atmosfery Fe(II) 

jako funkcja czasu pojawiania siê opadów deszczu 

(r = –0,91; p = 0,0106) (Falkowska i in., 2008) 


5.1.4. Metale toksyczne 

W ostatnich dekadach ubieg³ego wieku dostrze¿ono 

rolê atmosferycznej depozycji w bilansie stê¿enia metali 

w œrodowisku morskim (Buat-Menard, 1986), zw³aszcza 

w morzach zamkniêtych (Rodhe i in., 1980). Jest to szczególnie 

istotne dla Ba³tyku, który bez ma³a ze wszystkich 

stron otoczony jest licznymi Ÿród³ami antropogenicznymi. 

Powi¹zanie depozycji atmosferycznej metali z rozwojem 

urbanizacyjnym i przemys³owym regionu jest niekwestionowane. 

Stê¿enia metali deponowanych na powierzchniê 

lodowców pod koniec ubieg³ego wieku w porównaniu 

do okresu poprzedzaj¹cego epokê przemys³ow¹ 

by³y wielokrotnie wy¿sze, np. cynk – 2,3 razy, miedŸ 

– 2,7 razy, kadm – 10 razy, o³ów – 250 razy (Condelone 

i in., 1995). Na transport i depozycjê cz¹stek w ró¿nych 

rejonach globu wp³ywa dynamika atmosfery. Cyrkulacja 

mas powietrza w skali lokalnej, regionalnej i globalnej 

decyduje o sile oddzia³ywania Ÿróde³ wprowadzaj¹cych 

do atmosfery cz¹stki aerozoli zawieraj¹ce metale. Morze 

Ba³tyckie jest dobrym przyk³adem obszaru depozycji, 

nad którym przep³ywaj¹ b¹dŸ œcieraj¹ siê masy powietrza 

z ró¿nych stron. Nad œrodkowym Ba³tykiem, dla 60 o szerokoœci 

geograficznej pó³nocnej, przewa¿aj¹ wiatry po³udniowo-zachodnie 

(26%) i po³udniowe (9%) (Schneider 

i in., 2000). Oznacza to, ¿e sektor po³udniowo-zachodni 

bêdzie najwa¿niejsz¹ tras¹ przep³ywu mas powietrza docieraj¹cego 

nad Ba³tyk. Emisja do atmosfery z terytorium 

Zachodniej Europy, a wiêc z krajów oddalonych od Ba³tyku, 

stanowi 25% depozycji metali do Ba³tyku (Krüger, 

1996). 

Podjêto kilka prób oceny wielkoœci atmosferycznego 

dop³ywu metali œladowych do Ba³tyku. Pierwsze szacunki 

przeprowadzone przez Rodhe i wspó³pracowników 

(1980) wykaza³y istotny udzia³ atmosfery w dop³ywie 

metali do Ba³tyku. Roczna depozycja o³owiu zosta³a oceniona 

na 2400 t, cynku na 6000 t, miedzi na 1400 t, a kadmu 

na 80 t (tab. 5.1). W póŸniejszych latach Komisja Helsiñska 

ds. Ochrony Œrodowiska Morza Ba³tyckiego – 

HELCOM zainicjowa³a program monitoringu zanieczyszczeñ 

w atmosferze (EGAP), który zajmowa³ siê depozycj¹ 

metali. Opublikowane w latach 80. wyniki dop³ywu 

metali do Ba³tyku, oparte na nowych pomiarach i narzêdziach, 

dostarczy³y niekiedy odmiennych informacji, 

wskazuj¹c ró¿nice metodyczne. W latach 90. powsta³y 

modele depozycji metali do wód Ba³tyku, które ze wzglê-


Tabela 5.1 

Wielkoœæ atmosferycznego dop³ywu metali w latach 

1965–2006 obliczona na podstawie pomiarów stê¿eñ metali 

w aerozolach i w opadach b¹dŸ na podstawie danych 

o emisji i modelach 

Lata 

Cd Cu Zn 

[t/rok] 

Pb Hg 

�ród³o 

1965–1975 80 1400 6000 2400 30 * Rodhe i in., 1980 

1975–1983 80 600 8000 3000 – Ferm, 1984 

lata 80. 60 500 5200 2300 – Baltic Marine, 1987 

lata 80. 57 1210 4740 1030 – Schneider, 1988 

lata 80. 20 – – 1150 – Eliassen i in., 1988 

1983–1985 59 510 5200 2305 – HELCOM, 1989 

1984–1985 77 – – 1400 – 

Petresen, Krüger, 

1993 

1986 35 – – 1560 – HELCOM, 1989 

1985–1987 60 – – 1000 – Duce i in., 1989 

1986–1989 77 – – 1600 – Schneider, 1993 

1986–1990 – – – 1285 – HELCOM, 1991 

1990 13,0 – – 698 4,4 

1991 11,1 – – 546 4,1 

1992 11,4 – – 527 4,2 

1993 11,9 – – 463 4,2 

1994 11,3 – – 409 3,9 Bartnicki i in., 2008 

1995 9,6 – – 338 3,8 

1996 10,6 – – 333 4,0 

1997 8,3 – – 277 3,4 

1998 8,4 – – 320 3,8 

1997–1998 33 – – 550 – Schneider i in., 2000 

1999 8,9 – – 313 3,6 

2000 9,9 – – 341 3,8 

2001 8,4 – – 257 3,6 

2002 

2003 

7,8 

8,4 

– 

– 

– 

– 

252 

283 

3,1 

Bartnicki i in., 2008 

3,4 

2004 7,4 – – 238 3,0 

2005 7,7 – – 238 3,0 

2006 7,1 – – 234 3,4 

* Ocena dop³ywu tylko z opadem mokrym. 

du na ró¿ne za³o¿enia dawa³y inne oceny dop³ywu (Petresen, 

Krüger, 1993; HELCOM, 1997). Miêdzynarodowy 

program BASYS przeprowadzony na Ba³tyku w latach 

1997–1998 po³¹czy³ pomiary œrodowiskowe z pracami 

modelowymi. W ten sposób oszacowano roczny dop³yw 

o³owiu na metr kwadratowy na poziomie 6,37 μmol, 

a kadmu – 0,71 ìmol. Roczny dop³yw o³owiu na ca³¹ powierzchniê 

Ba³tyku wynosi³ 550 t, a kadmu 33 t (Schneider 

i in., 2000). W raporcie Bartnickiego i in. (2008) 

ca³kowita depozycja kadmu do Ba³tyku w 2006 r. zosta³a 

wyznaczona na poziomie 7,1 t, co wskazuje na prawie 

czterokrotnie mniejszy strumieñ ni¿ podany w pracy 

Schneidera i in. (2000) oraz o po³owê ni¿szy dop³yw od 

wyznaczonych strumieni w 1990 r. (13 t). Ca³kowita depozycja 

o³owiu do Ba³tyku w 2006 r. zosta³a oszacowana 

na poziomie 234 t, co œwiadczy o prawie trzykrotnie 

mniejszym dop³ywie Pb do morza w porównaniu z rokiem 

1990 (698 t). 

Spadek dop³ywu metali z atmosfery do Ba³tyku jest 

zwi¹zany z redukcj¹ ich emisji do powietrza. Zastosowanie 

benzyny bezo³owiowej przyczyni³o siê do najwiêkszej 

redukcji emisji do atmosfery w krajach nadba³tyckich, 

z 7840 do 1089 t/rok. Najwiêksze zmiany dop³ywu 

o³owiu do powietrza zaobserwowano w Szwecji: z 361 t 

w 1990 r. do 14 t w 2006 r. W Polsce w tym samym czasie 

roczna emisja o³owiu spad³a prawie trzykrotnie, z 1327 

do 524 t. Najmniejsze zmiany zaobserwowano w Estonii 

i na Litwie (Bartnicki i in., 2008). 

Depozycja o³owiu od 2001 r. nie ulega wiêkszym wahaniom, 

co œwiadczy o tym, jak du¿y wp³yw na poziom 

o³owiu w powietrzu mia³o stosowanie benzyny o³owiowej. 

Mniejsza emisja Pb do atmosfery przyczyni³a siê do 

mniejszej depozycji metalu do Ba³tyku, spadku stê¿enia 

Pb w morzu oraz w rybach (Bignert, Nyberg, 2006; HEL- 

COM, 2007). 

Emisja oraz depozycja kadmu ulega ci¹g³emu zmniejszeniu. 

Atmosferyczny dop³yw o³owiu i kadmu przewy¿sza 

dop³yw rzeczny. Depozycja atmosferyczna jest ich 

g³ównym Ÿród³em i stanowi 60% ca³kowitego dop³ywu 

tych metali do Ba³tyku (Schneider i in., 2000). W atmosferycznym 

dop³ywie metali do Ba³tyku naturalne Ÿród³a 

stanowi¹ od 0,5 do 20%, natomiast w rzekach dop³yw 

metali naturalnego pochodzenia mo¿e siê zwiêkszaæ i stanowiæ 

od 9 do 60%. 

Pierwsz¹ ocenê dop³ywu rtêci z atmosfery do Ba³tyku 

przedstawili Rodhe i in. (1980), wskazuj¹c na roczny 

91

strumieñ w zakresie od 5 do 50 t. W 1990 r. dop³yw rtêci 

do Ba³tyku szacowany by³ na 4,4 t, natomiast w 2006 r. na 

3,4 t. Tak powa¿na redukcja dop³ywu atmosferycznego 

wynika³a z jednej strony z coraz lepszych metod analitycznych, 

a z drugiej z systematycznego obni¿ania emisji 

rtêci do atmosfery przez kraje nadba³tyckie. Najbardziej 

restrykcyjnie zmniejszono emisjê Hg do atmosfery 

w Niemczech: z 19,2 t w 1990 r. do 2,8 t w 2006 r. Polska 

w latach 1990–2006 zmniejszy³a roczn¹ emisjê rtêci 

z 33,3 do 21,3 t. Litwa, £otwa, Estonia oraz Szwecja 

utrzymuj¹ emisjê rtêci do atmosfery na poziomie poni¿ej 

1 t/rok (Bartnicki i in., 2008). 

Analiza wielkoœci atmosferycznej depozycji rtêci 

w XXI wieku nad obszarem Ba³tyku W³aœciwego wskazuje 

na niewielkie wahania, pomimo wci¹¿ wyraŸnie malej¹cej 

emisji na obszarze prawie ca³ej Europy. Brak 

wprost proporcjonalnej zale¿noœci pomiêdzy emisj¹ i imisj¹ 

tego metalu nale¿y wi¹zaæ z dodatkowym Ÿród³em, 

jakim jest reemisja rtêci z powierzchni l¹du i morza. 

Rtêæ jest metalem lotnym, paruje ju¿ w temperaturze pokojowej. 

Jak wykaza³y badania prowadzone w latach 

2007–2009, d³ugotrwa³a emisja Pb i Hg do atmosfery 

i w konsekwencji depozycja do morza doprowadzi³a do 

nagromadzenia tych metali w wodzie. Dlatego te¿ w sezonie 

ciep³ym morze staje siê Ÿród³em tych pierwiastków. 

Œwiadczy o tym wzrost stê¿eñ metali w du¿ych aerozolach 

w morskich masach powietrza dop³ywaj¹cych do 

strefy brzegowej po³udniowego Ba³tyku w porównaniu 

z obszarami l¹dowymi (Murawiec i in., 2009). 

Sezonowe zmiany w dop³ywie atmosferycznym metali 

do Ba³tyku wskazuj¹ na maksymalne wartoœci w sezonie 

grzewczym, gdy emitowane s¹ wy¿sze stê¿enia rtêci, 

kadmu i o³owiu. Najwiêksze zmiany sezonowe dotycz¹ 

depozycji o³owiu w rejonie Ba³tyku W³aœciwego i Zatoki 

Botnickiej. W miesi¹cach ciep³ych, mimo intensywnych 

deszczy, depozycja o³owiu i kadmu jest mniejsza w porównaniu 

z okresem zimowym. Jak sugeruj¹ raporty 

HELCOM (2007), nie zaobserwowano takiej zale¿noœci 

w depozycji rtêci. 

* 

Jak przedstawia raport Komisji Helsiñskiej (Bartnicki 

i in., 2008), kraje z basenu Morza Ba³tyckiego przekazuj¹ 

do Ba³tyku z atmosfery od kilku do kilkunastu procent 

metali wyemitowanych na swoim terytorium. W sumie 

wszystkie kraje HELCOM w 2006 r. dostarczy³y 40% 

kadmu, 21% rtêci i 16% o³owiu. Kraje Europy objête eu- 

92 


ropejskim monitoringiem atmosfery (EMEP) wnios³y do 

Ba³tyku 10% kadmu, 8% rtêci i 7% o³owiu. Najwiêkszy 

udzia³ w wielkoœci depozycji mia³y odleg³e Ÿród³a emisji, 

naturalna emisja oraz reemisja, na nie przypad³o 50% depozycji 

kadmu i a¿ 71% rtêci oraz 76% o³owiu. Transport 

na du¿e odleg³oœci toksycznych metali deponowanych na 

powierzchniê wody dowodzi zjawiska o wielkiej skali 

przestrzennej i nadaje mu wiêksz¹ rangê w zanieczyszczeniu 

Morza Ba³tyckiego od cyrkulacji o charakterze 

lokalnym. Spoœród krajów nadba³tyckich najwiêkszy 

wk³ad w dop³yw atmosferyczny rtêci, kadmu i o³owiu 

przypada na Polskê. W 2006 r. depozycja kadmu wyemitowanego 

z Polski wynosi³a blisko 1,9 t, rtêci 0,34 t, 

a o³owiu 19 t. 

5.1.5. Trwa³e zanieczyszczenia organiczne 

Trwa³e zanieczyszczenia organiczne (TZO) wprowadzane 

s¹ do Ba³tyku ze Ÿróde³ antropogenicznych. S¹ to 

najbardziej niebezpieczne substancje chloroorganiczne, 

takie jak pestycydy, polichlorowane bifenyle (PCB), dibenzo-p-dioksyny 

czy dibenzofurany. Zak³ócaj¹ one normalne 

funkcjonowanie organizmów i czyni¹ œrodowisko 

toksycznym. Charakterystyczn¹ cech¹ tych substancji 

jest trwa³oœæ, dlatego atmosfera mo¿e byæ jedn¹ z dróg 

ich przenoszenia na du¿e odleg³oœci od Ÿród³a (Niemirycz, 

2006). Do atmosfery PCB paruj¹ ze sk³adowisk 

odpadów, z wycieków, podczas spalania, usuwania œcieków 

przemys³owych. Pary polichlorowanych bifenyli 

ulegaj¹ w atmosferze adsorpcji na aerozolach iwsuchym 

opadzie przedostaj¹ siê do gleby i wody (Andrijewski 

i in., 2003). Najwiêksze stê¿enia PCB wystêpuj¹ 

w pobli¿u Ÿróde³, g³ównie w miejscach odprowadzania 

œcieków przemys³owych i komunalnych do rzek, jezior 

i morskich wód przybrze¿nych. Frakcja rozpuszczona 

w wodzie w³¹cza siê do obiegu poprzez biokoncentracjê, 

bioakumulacjê i biomagnifikacjê we wszystkich organizmach 

¿yj¹cych w wodzie i wraz z nimi przedostaje siê 

do osadów dennych. 

Mimo wprowadzonego zakazu produkcji i stosowania 

PCB w Polsce (Bogutyn, 2002), substancje te s¹ stale 

obecne w powietrzu, glebie i w wodach powierzchniowych, 

chocia¿ ich stê¿enie pocz¹wszy od lat 90. spada 

(EMEP/MSC-E wge, 2004; Kopañska i in., 2005; Niemirycz, 

2006). Zbiory EMEP dotycz¹ce emisji i depozycji 

TZO w Europie wykazuj¹, ¿e w stosunku do heksachloro-

Fig. 5.8. Ca³kowity dop³yw atmosferyczny dioksyn i furanów 

(PCDD/F) do Ba³tyku (na podstawie materia³ów prezentowanych 

przez HELCOM; Bartnicki i in., 2008) 

5.2. Dop³yw substancji chemicznych rzekami 

Migracja materii wodami l¹dowymi jest efektem 

wspó³dzia³ania zjawisk hydrologicznych i procesów fizycznych, 

chemicznych oraz biologicznych w obszarze 

mniej lub bardziej zmienionego przez gospodarkê 

œrodowiska zlewni. Odp³yw materii generowany jest 

zatem przez zespó³ czynników naturalnych i antropogenicznych. 

W Polsce, której 99,7% powierzchni le¿y w zlewisku 

Ba³tyku, interpretacja odp³ywu rzekami w ich przekrojach 

przyujœciowych do morza jest równoczeœnie ocen¹ 

zjawiska w skali kraju (rozdz. 2.5). Znajomoœæ udzia³u 

poszczególnych czynników lub ich grup w formowaniu 

siê chemicznego odp³ywu ze zlewni uœwiadamia kierunek 

i zakres mo¿liwej interwencji w celu ograniczenia ich 

ujemnego oddzia³ywania na œrodowisko wodne. Stanowi 

to podstawê tworzenia realnej polityki ochrony przed zanieczyszczeniem 

zasobów wodnych i œrodowiska. 

Oceny wielkoœci odp³ywu zanieczyszczeñ do Morza 

Ba³tyckiego, opracowywane co 5 lat przez wszystkie pañstwa 

nadba³tyckie zgodnie z zaleceniami Komisji Helsiñskiej, 

odnosi³y siê tylko do kilku wybranych substancji 

zanieczyszczaj¹cych i nie uwzglêdnia³y (ostatnia ocena 

zosta³a opracowana w 2004 r.) zanieczyszczeñ pocho- 

Dop³yw substancji chemicznych rzekami 

benzenu (HCB), wielopierœcieniowych wêglowodorów 

aromatycznych (WWA) oraz polichlorowanych bifenyli 

(PCB) obserwuje siê wyraŸne trendy spadku emisji i depozycji, 

widoczne ju¿ w ostatniej dekadzie ubieg³ego 

stulecia (EMEP/MSC-E wge, 2004). Depozycja dioksyn 

i furanów na powierzchniê Ba³tyku wykazywa³a trwa³¹ 

tendencjê spadkow¹ ju¿ po 1992 r. (fig. 5.8). Oszacowania 

grupy ekspertów (Bartnicki i in., 2008) dowodz¹, ¿e 

najistotniejszy wk³ad w wielkoœæ strumienia depozycji 

dioksyn i furanów w 2006 r., podobnie jak metali toksycznych, 

maj¹ odleg³e Ÿród³a emisji i reemisja. Tym samym 

wskazuj¹ na transgraniczny przep³yw TZO do morza 

z 50% udzia³em. Kraje HELCOM wnosz¹ 40% ca³oœci depozycji 

PCDD/F, a na Polskê przypada najwiêcej – 12%. 

Po 7% wprowadzaj¹ Rosja, Dania i Szwecja. Udzia³ w depozycji 

dioksyn i furanów do Ba³tyku zosta³ skalkulowany 

na 10%. 

dz¹cych z depozycji atmosferycznej, a jedynie odp³ywy 

wód l¹dowych, przede wszystkim wód rzecznych. W przypadku 

nierozpuszczalnych w wodzie i ³atwo sorbuj¹cych 

siê na py³ach powietrznych zwi¹zków chemicznych, takich 

jak np. metale czy pestycydy i dioksyny, mo¿e to byæ 

jednak Ÿród³em znacz¹cych nieœcis³oœci oceny ca³kowitego 

³adunku transportowanego z l¹du. Depozycjê atmosferyczn¹ 

trwa³ych zanieczyszczeñ organicznych (TZO) szacuje 

siê na ponad 40% odp³ywu rzecznego (Hites, 2006). 

Atmosferyczny zrzut TZO na powierzchniê Morza Ba³tyckiego 

bada zespó³ naukowy Norweskiego Instytutu Meteorologicznego 

w Oslo (Vestreng i in., 2005). Do wyznaczenia 

map zanieczyszczeñ jest wykorzystywany 

trójwymiarowy model Meteorological Synthesizing Centre 

East – Persistent Organic Pollutants (MSCE-POP), 

pracuj¹cy zgodnie z zasiêgiem stacji badawczych EMEP 

(European Monitoring and Evaluation Programme; Cooperative 

Programme for Monitoring and Evaluation of 

the Long-Range Transmission of Air Pollutants in Europe). 

Model uwzglêdnia nastêpuj¹ce procesy: transport, dyfuzjê, 

such¹ i mokr¹ depozycjê, trwa³oœæ substancji podstawowej, 

wymianê pomiêdzy atmosfer¹ i powierzchni¹ 

gleby, wody i roœliny. 

93

5.2.1. Ocena ³adunków zanieczyszczeñ 

wnoszonych do morza rzekami pañstw 

nadba³tyckich 

Odp³ywy ³adunków zanieczyszczeñ wnoszonych rzekami 

do Ba³tyku pochodz¹ z ró¿nych Ÿróde³: od zak³adów 

przemys³owych, oczyszczalni œcieków komunalnych, 

obszarów wiejskich, farm rybnych, po odp³ywy z terenów 

upraw rolnych i lasów oraz depozycjê atmosferyczn¹. 

£adunki ze Ÿróde³ punktowych utrzymuj¹ siê zazwyczaj 

na sta³ym poziomie, niezale¿nym od sezonowych 

zmian zwi¹zanych z porami roku. £adunki ze Ÿróde³ niepunktowych 

(obszary upraw rolnych, lasów) zmieniaj¹ 

siê natomiast zgodnie ze zmianami hydrometeorologicznymi 

panuj¹cymi w zlewni, osi¹gaj¹c najwy¿sze 

wartoœci w czasie wiosennych i jesiennych opadów 

deszczu. Parametrem u³atwiaj¹cym porównanie wielkoœci 

odp³ywu zanieczyszczeñ z ró¿nych zlewni rzecznych, 

charakteryzuj¹cym obci¹¿enia zlewni niezale¿nie od jej 

wielkoœci, jest ³adunek jednostkowy, uzyskany przez 

podzielenie ca³kowitego ³adunku rzecznego przez powierzchniê 

zlewni. £adunki ca³kowite i jednostkowe 

mog¹ ulegaæ obni¿aniu poprzez zmiany spowodowane 

zwiêkszon¹ retencj¹ wód, procesem denitryfikacji azotu 

94 


oraz wskutek zwiêkszonego dop³ywu wód podziemnych 

do rzeki. Procesy te maj¹ wiêksze znaczenie w rzekach 

o du¿ych zlewniach. 

Wa¿nym Ÿród³em zanieczyszczeñ wód morskich, poza 

odp³ywami rzecznymi, s¹ odp³ywy bezpoœrednie. Odp³ywy 

obejmuj¹ bezpoœrednie zrzuty punktowe œcieków komunalnych, 

przemys³owych czy zlokalizowanych w strefie 

przybrze¿nej farm rybnych. Wielkoœci odp³ywów bezpoœrednich 

odprowadzanych przez pañstwa nadba³tyckie 

do Morza Ba³tyckiego w 2000 r. przedstawia figura 5.9. 

Efektywna i terminowa realizacja programu oczyszczania 

œcieków komunalnych (Gromiec, 2004) oraz wybudowanie 

65 oczyszczalni na terenach nadmorskich pozwalaj¹ 

na utrzymanie najmniejszego odp³ywu bezpoœredniego 

z terenu wybrze¿a polskiego. 

Do Morza Ba³tyckiego wp³ywa siedem rzek o œrednim 

przep³ywie ponad 500 m 3 /s (tab. 5.2), maj¹cych dominuj¹cy 

wp³yw na wielkoœæ dop³ywu wód rzecznych. W bilansie 

³adunków zanieczyszczeñ wprowadzanych rzekami 

uwzglêdnia siê równie¿ inne rzeki o przep³ywie wiêkszym 

ni¿ 5 m 3 /s. Mniejsze rzeki wykazuj¹ incydentalnie 

tak wysokie stê¿enia zanieczyszczeñ, ¿e lokalnie mog¹ 

stanowiæ powa¿ny problem ekologiczny i dlatego zosta³y 

uwzglêdnione w bilansie odp³ywu. 

Fig. 5.9. £adunki zanieczyszczeñ z l¹dowych Ÿróde³ punktowych (g³ównie œcieki komunalne) 

odprowadzane bezpoœrednio do Morza Ba³tyckiego przez pañstwa nadba³tyckie (HELCOM, 2004) 

DK – Dania, EE – Estonia, FI – Finlandia, DE – Niemcy, LV – £otwa, LT – Litwa, PL – Polska, RU – Rosja, SE – Szwecja

Pañstwa nadba³tyckie, zgodnie z art. 6 Konwencji 

o ochronie œrodowiska morskiego obszaru Morza Ba³tyckiego 

z 1992 r. (zaktualizowana wersja Konwencji Helsiñskiej 

z 1974 r.), zobowi¹za³y siê do podjêcia odpowiednich 

dzia³añ maj¹cych na celu kontrolê i zmniejszenie zanieczyszczenia 

Morza Ba³tyckiego ze Ÿróde³ l¹dowych. Dzia- 

³ania te koordynuje Komisja Helsiñska, powo³ana jako organ 

wykonawczy konwencji. Do realizacji zadañ w ramach 

konwencji potrzebne by³o uzyskanie wiarygodnych 


Charakterystyka hydrologiczna siedmiu rzek ba³tyckich o najwiêkszych zasobach wodnych 

(HELCOM, 2004) 

Rzeki Newa Wis³a 

Niemen 

(Nemunas) 

DŸwina 

(Daugava) 

Tabela 5.2 

Odra Göta Kemijoki Razem 

Œredni odp³yw w wieloleciu 

wm 3 /s 2 488 1 081 664 637 574 572 553 6 569 

okres 

D³ugoœæ rzek 

1859–1988 1951–1990 1811–1995 

1881–1914; 

1924–2000 

1951–1990 1961–1990 1961–1990 – 

w km 71 1 047 937 1 020 854 902 600 – 

Powierzchnie zlewni rzecznych w granicach pañstw nadba³tyckich w km 2 

Finlandia 56 200 49 470 105 670 

Rosja 215 600 3 170 27 000 1 660 244 130 

Estonia 2 360 

£otwa 90 23 700 23 840 

Litwa 46 700 1 860 48 560 

Polska 168 700 2 510 106 060 277 270 

Niemcy 

Dania 

5 590 5 590 

Szwecja 

Powierzchnie zlewni rzecznych w granicach pañstw niebêd¹cych stronami w km 

42 780 42 780 

2 

Bia³oruœ 12 600 45 450 33 300 83 850 

Ukraina 11 170 11 170 

Czechy 7 190 7 190 

S³owacja 1 950 1 950 

Norwegia 

Ca³kowita powierzchnia zlewni rzecznych w km 

7 450 7 450 

2 

Razem 271 800 194 420 97 920 88 220 118 840 50 230 51 130 859 450 

danych dotycz¹cych zrzutu zanieczyszczeñ do Morza 

Ba³tyckiego z ca³ego obszaru zlewni. Ju¿ w latach 80. 

ubieg³ego wieku podjêto decyzjê o opracowaniu pierwszej 

wspólnej oceny odp³ywu zanieczyszczeñ. 

Okresowe oceny zrzutu ³adunków zanieczyszczeñ do 

Morza Ba³tyckiego (Pollution Load Compilation – PLC) 

mia³y na celu: 

– okreœlenie wielkoœci bezpoœrednich zrzutów najbardziej 

niebezpiecznych zanieczyszczeñ, 

95

– ustalenie rankingu substancji i Ÿróde³ punktowych 

od najbardziej do najmniej wp³ywaj¹cych na stan 

jakoœci wód morskich, 

– ocenê efektywnoœci dzia³añ podjêtych w celu redukcji 

³adunku zanieczyszczeñ, 

– dostarczenie informacji umo¿liwiaj¹cych ocenê stanu 

morza otwartego i jego stref przybrze¿nych. 

Najwa¿niejsz¹ czêœci¹ oceny by³o w³aœciwe okreœlenie 

wielkoœci odp³ywu rzecznego, odgrywaj¹cego znacz¹c¹, 

a w przypadku substancji rozpuszczalnych w wodzie 

(zwi¹zki azotu i fosforu) – dominuj¹c¹ rolê w transporcie 

zanieczyszczeñ z l¹du do morza. 

Pierwsza ocena (PLC-1) obejmowa³a dane z roku 1986, 

a nastêpne: PLC-2, PLC-3, PLC-4 z lat 1990, 1995 i 2000 

(Niemirycz, Walkowiak, 1996; HELCOM, 1998, 2004). 

Ocena PLC-1 by³a jedynie szacunkowym zbiorem informacji, 

przekazanym przez kraje nadba³tyckie bez odpowiedniej 

weryfikacji danych. W nastêpnych opracowaniach 

uzyskiwano dane coraz bardziej wiarygodne i umo¿liwiaj¹ce 

porównanie wielkoœci odp³ywu zanieczyszczeñ. 

Oceny PLC-3 i PLC-4 zosta³y wykonane na podstawie 

wczeœniej wydanych wytycznych „Guidelines for 

Third/Fourth Pollution Load Compilation”, na podstawie 

których opracowywano raporty w poszczególnych krajach 

(HELCOM, 1998, 2004). Laboratoria krajowe, w których 

wykonywano analizy stê¿eñ zanieczyszczeñ, by³y 

poddawane miêdzynarodowej interkalibracji. Metoda liczenia 

³adunków odp³ywu zanieczyszczeñ rzekami dla 

wszystkich krajów nadba³tyckich zosta³a opracowana 

w Polsce (Niemirycz, 2008). 

Substancje zanieczyszczaj¹ce wybrane do oceny to: 

– substancje organiczne wyra¿one ogólnymi wskaŸnikami: 

siedmiodobowe biochemiczne zapotrzebowanie 

tlenu (BZT 7 ), chemiczne zapotrzebowanie tlenu 

metod¹ dwuchromianow¹ (ChZT Cr ), ogólny wêgiel 

organiczny (OWO) * , adsorbowalne zwi¹zki halogenoorganiczne 

(AOX) * ; 

– substancje biogenne: fosfor ogólny, fosforany rozpuszczone, 

azot ogólny, azot amonowy, azot azotanowy 

i azot azotynowy; 

– metale: rtêæ, kadm, cynk, miedŸ, o³ów. 

Wielkoœæ zasobów wodnych obszaru najlepiej odzwierciedla 

modu³ odp³ywu, czyli œrednia iloœæ odp³y- 

* Parametry zg³aszane do oceny nadobowi¹zkowo. 

96 


waj¹cej wody. Mog¹ one byæ okreœlane w miarach bezwzglêdnych, 

jako objêtoœæ odp³ywu w jednostce czasu 

(przep³yw rzeki), lub wzglêdnych, odniesionych do jednego 

kilometra powierzchni zlewni (Michalczyk, 2009). 

W 2000 r. ca³kowity odp³yw wód rzecznych w zlewni 

Morza Ba³tyckiego osi¹gn¹³ wartoœæ 532 900 mln m 3 . 

W odniesieniu do objêtej monitoringiem zlewni Ba³tyku 

1,32 mln km 2 (97% powierzchni ca³kowitej zlewni Morza 

Ba³tyckiego) ³adunek jednostkowy wynosi³ 11 l/s·km 2 . 

Najwiêksze iloœci wód rzecznych (ok. 60%) wprowadzaj¹ 

Szwecja i Finlandia (fig. 5.10). 

Odp³yw substancji organicznych, charakteryzowany 

parametrem BZT7, przedstawiono na figurach 5.11 

i 5.12. Jednostkowy ³adunek odp³ywu BZT7 z Polski jest 

mniejszy ni¿ odp³yw z Litwy, a podobny jak odp³yw 

z Danii, Niemiec, Finlandii, Rosji i Szwecji. Ca³kowity 

³adunek BZT7 odprowadzany do Ba³tyku osi¹gn¹³ wartoœæ 

1 040 000 t (610 kg/km 2 ). 

Odprowadzane rzekami zwi¹zki biogeniczne, podobnie 

jak inne rozpuszczalne w wodzie zanieczyszczenia, 

w du¿ej czêœci pochodz¹ ze Ÿróde³ obszarowych, przede 

wszystkim z rolnictwa. Na ma³o zmienny w czasie ³adunek 

punktowy, zrzucany do rzek ze œciekami, nak³adaj¹ 

siê zanieczyszczenia wymywane z obszaru zlewni w sposób 

zale¿ny od wielu czynników, przede wszystkim od 

warunków meteorologicznych. Z tego powodu odp³yw 

rzekami wiêkszoœci zanieczyszczeñ zmienia siê synchronicznie 

z odp³ywem wody. 

Ca³kowity ³adunek azotu wprowadzany rzekami do 

Ba³tyku w 2000 r. wynosi³ 706 000 t (420 kg/km 2 ). Charakterystykê 

³adunków azotu wnoszonych przez pañstwa 

nadba³tyckie i do wyznaczonych przez HELCOM regionów 

Morza Ba³tyckiego przedstawiaj¹ figury 5.13 i 5.14. 

Do strefy Ba³tyku W³aœciwego wp³ywa najwiêkszy ³adunek 

azotu, wnoszony w 75% przez Wis³ê, Odrê i Niemen. 

Jednoczeœnie strefa ta jest obci¹¿ona jednym z ni¿szych 

³adunków jednostkowych. Najwy¿szym ³adunkiem jednostkowym 

obci¹¿ona jest strefa Sund. Wysokie ³adunki 

jednostkowe, charakterystyczne dla Danii, Niemiec i po- 

³udniowej Szwecji, s¹ najczêœciej spowodowane intensywn¹ 

gospodark¹ roln¹, zw³aszcza dop³ywem œcieków 

z du¿ych ferm hodowlanych, jak te¿ odp³ywem z pól 

uprawnych nadmiaru nawozów naturalnych i sztucznych. 

Po³udniowy Ba³tyk i Morze Archipelagowe s¹ obci¹¿one 

w 80% rozpuszczaln¹ form¹ azotu nieorganicznego 

w przeciwieñstwie do Zatoki Botnickiej, gdzie wiêksz¹

czêœæ odp³ywu stanowi azot zwi¹zany z substancjami 

organicznymi. 

Ca³kowity ³adunek fosforu wprowadzany rzekami do 

Ba³tyku w 2000 r. wynosi³ 31 800 t (19 kg/km 2 ). Charakterystykê 

³adunków wnoszonych przez pañstwa nadba³tyckie 

i do wyznaczonych przez HELCOM regionów geograficznych 

Morza Ba³tyckiego przedstawiaj¹ figury 

5.15 i 5.16. 

Strefê Ba³tyku W³aœciwego charakteryzuje najwiêkszy 

(oko³o 50% ca³ego wprowadzanego ³adunku) ³adu- 


Fig. 5.10. Odp³yw wód rzecznych w 2000 r. (HELCOM, 2004): a–zkrajów nadba³tyckich, 

b – zgodnie z podzia³em regionalnym Morza Ba³tyckiego; nazwy regionów – patrz fig. 2.1 

nek fosforu dop³ywaj¹cy Wis³¹ (7490 t), Odr¹ (3740 t) 

i Niemnem (1840 t), co powoduje, przy uwzglêdnieniu 

podanej wy¿ej charakterystyki dop³ywu azotu, najwiêkszy 

dop³yw substancji biogenicznych do tej strefy Morza 

Ba³tyckiego. Obci¹¿enie ³adunkiem jednostkowym fosforu 

kszta³tuje siê nastêpuj¹co: najwy¿sze w strefie Morza 

Archipelagowego (90 kg/km 2 ), nastêpnie Ba³tyk Zachodni 

(35 kg/km 2 ), Sund (30 kg/km 2 ), a najni¿sze w strefie 

Ba³tyku W³aœciwego (29 kg/km 2 ). Na ten uk³ad obci¹¿enia 

zlewni ma wp³yw wiele czynników: zaludnienie, 

97

dop³yw œcieków przemys³owych i rolniczych, rodzaj gleb 

i ich przepuszczalnoœæ. 

Ocena wielkoœci odp³ywu ³adunków metali jest jedynie 

szacunkowa z powodu trudnoœci zwi¹zanych z w³aœciwym 

poborem reprezentatywnych próbek wody do analiz, jak 

i brakiem danych z wielu pañstw nadba³tyckich (fig. 5.17). 

Analizuj¹c wielkoœæ odp³ywu metali w okresie 

1995–2000, mo¿na zauwa¿yæ utrzymuj¹c¹ siê tendencjê 

spadkow¹. Do wyj¹tków nale¿y o³ów, którego wzrost 

³adunku (ok. 40%) mo¿na wyt³umaczyæ znacznym zwiêk- 

98 


Fig. 5.11. Odp³yw rzeczny substancji organicznych (BZT7) w 2000 r. (HELCOM, 2004): a–zkrajów nadba³tyckich, 

b – zgodnie z podzia³em regionalnym Morza Ba³tyckiego 

szeniem liczby samochodów w krajach nadba³tyckich 

(rozdz. 2.5). 

Oceny zanieczyszczeñ opracowywane przez HEL- 

COM, stanowi¹c cenne Ÿród³o informacji, nie s¹ pozbawione 

b³êdów metodycznych. Znaczne trudnoœci sprawia 

uwzglêdnienie procesu samooczyszczania tych rzek, które 

nie wprowadzaj¹ zanieczyszczeñ bezpoœrednio do morza, 

ale poprzez zalewy, jeziora czy zatoki. Nie bez znaczenia 

s¹ te¿ ró¿nice w ukszta³towaniu geograficznym i budowie 

geologicznej dna ujœæ rzecznych. Z tego powodu oceny


Fig. 5.12. £adunek BZT7 wprowadzany do morza w 2000 r. 


99

ulegaj¹ modyfikacjom metodycznym, by w sposób najbardziej 

wiarygodny ustalaæ poziom odp³ywu zanieczyszczeñ. 

Istotn¹ zmian¹ wprowadzon¹ w ostatnich ocenach 

jest podawanie ³adunków zanieczyszczeñ w wymiarze jednostkowym, 

np. na km 2 powierzchni zlewni, co u³atwia 

100 


Fig. 5.13. Odp³yw rzeczny azotu ca³kowitego w 2000 r. (HELCOM, 2004): a–zkrajów nadba³tyckich, 


porównanie stanu zanieczyszczenia regionów. Cennym 

uzupe³nieniem ocen transportu zanieczyszczeñ z l¹du 

do morza by³oby w³¹czenie takich parametrów zanieczyszczeñ 

jak pestycydy halogenoorganiczne czy dioksyny, 

nale¿¹ce do grupy trwa³ych zwi¹zków organicznych.


Fig. 5.14. £adunek azotu ca³kowitego wprowadzany do morza w 2000 r. 


101

Informacje podawane w ocenach odp³ywu stanowi¹ podstawê 

w podejmowaniu strategicznych decyzji maj¹cych 

na celu poprawê stanu œrodowiska Ba³tyku. 

5.2.2. Metody okreœlania pochodzenia 

zanieczyszczeñ odprowadzanych rzekami 

do Ba³tyku 

W przypadku w³aœciwie oznaczonego stê¿enia substancji 

zanieczyszczaj¹cej i wyznaczeniu przep³ywu rzeki, 

odpowiadaj¹cemu czasowi pomiaru stê¿enia, mo¿na 

dok³adnie okreœliæ wielkoœæ odp³ywu Lr , a dok³adniej 

³adunku sekundowego. Przyjmuj¹c liniow¹ zmiennoœæ 

tych ³adunków w przedzia³ach czasu pomiêdzy dwoma 

102 


Fig. 5.15. Odp³yw rzeczny fosforu ogólnego w 2000 r. (HELCOM, 2004): a–zkrajów nadba³tyckich, 


pomiarami, oblicza siê œrednie ³adunki roczne (Lr) wed³ug 

równania: 

gdzie: 

L 

m 

� 

n 

n 

r � Ci Qi 

i� 

1 

Lr – ³adunek roczny obliczony ze œredniej wartoœci 

³adunków sekundowych, (t/rok lub kg/rok), 

n – liczebnoœæ zbioru, 

Ci – chwilowe stê¿enie sk³adnika uzyskane w i-tym 

pomiarze, (g/m 3 ), 

Qi – chwilowy (sekundowy) przep³yw odpowiadaj¹cy 

stê¿eniu Ci, (m 3 /s), 

m – wspó³czynnik przeliczeniowy jednostek. 

[5.1]


Fig. 5.16. £adunek fosforu ogólnego wprowadzany do morza w 2000 r. 


103

Powy¿sza metoda obliczania ³adunków, zaproponowana 

przez stronê polsk¹ przy sporz¹dzaniu przez Komisjê 

Helsiñsk¹ ocen zrzutu ³adunków zanieczyszczeñ 

(Pollution Load Compilation), zosta³a tak¿e przyjêta 

przez inne kraje nadba³tyckie (Niemirycz i in., 1996). 

Du¿o bardziej z³o¿onym problemem ni¿ okreœlenie 

³adunku sekundowego i ca³kowitego jest ustalenie Ÿróde³ 

pochodzenia substancji zanieczyszczaj¹cej, warunkuj¹cych 

wielkoœæ odp³ywu, czyli na ile wielkoœæ odp³ywu jest 

104 


Fig. 5.17. Odp³yw rzeczny metali ciê¿kich w 2000 r. z krajów nadba³tyckich (HELCOM, 2004); 

³adunki Hg dla Polski – dane z 2010 r. 

kszta³towana przez czynniki naturalne, a na ile zale¿y od 

dzia³alnoœci cz³owieka lub czy wiêkszy udzia³ maj¹ zanieczyszczenia 

ze Ÿróde³ punktowych (kolektorów œciekowych), 

czy obszarowych. 

W ma³ych zlewniach rzecznych (do 5 tys. m 2 ) najlepsz¹ 

metod¹ jest identyfikacja wszystkich Ÿróde³ zanieczyszczeñ 

i pomiar doprowadzonego ³adunku. Dla 

du¿ych zlewni, jak np. Wis³a (ponad 194 tys. m 2 ), pomiary 

takie s¹ z wielu powodów (dok³adnoœæ pomiarów,

uwzglêdnienie procesów retencji i samooczyszczania) niemo¿liwe. 

Podzia³ zanieczyszczeñ na punktowe i obszarowe 

stwarza koniecznoœæ stosowania metod poœrednich, 

opartych na bilansie wodnym w zlewni rzecznej. Brak 

opadów powoduje ograniczenie odp³ywu wód gruntowych 

i praktycznie zanik zasilania wodami glebowymi, 

a zanieczyszczenia wód rzecznych pochodz¹ wtedy g³ównie 

ze Ÿróde³ punktowych. Wielkoœæ odp³ywu obszarowego 

zale¿y od wielu czynników. Obok czynników sta- 

³ych, jak w³aœciwoœci gleb, ukszta³towanie terenu, du¿¹ 

rolê odgrywaj¹ równie¿ czynniki zmienne: obci¹¿enie 

obszaru zanieczyszczeniami oraz iloœæ wody bior¹cej 

udzia³ w procesach wymywania substancji, a wiêc warunki 

meteorologiczne i kszta³towane nimi warunki hydrologiczne 

(Heybowicz i in., 2001; Wrzesiñski, 2007; 

Zalewski, Niemirycz, 2011). 

W krajach europejskich, zw³aszcza skandynawskich, 

w celu okreœlenia ³adunku rolniczych zanieczyszczeñ obszarowych 

najczêœciej stosuje siê metody polegaj¹ce na 

wyznaczeniu ca³kowitego ³adunku w przekroju przyujœciowym 

rzek, od którego odejmuje siê sumê ³adunków ze 

Ÿróde³ punktowych, ewentualnie równie¿ t³o naturalne. 

Resztê stanowi ³adunek zanieczyszczeñ obszarowych, pochodz¹cych 

g³ównie z rolnictwa, który pomniejsza siê 

zwykle o za³o¿on¹ wielkoœæ samooczyszczania. 

W Danii ca³kowity ³adunek azotu i fosforu (A) wyznacza 

siê w przekrojach przyujœciowych rzek na podstawie 

stê¿eñ zwi¹zków biogenicznych w wodzie, pobieranej 

z czêstotliwoœci¹ 12–36 próbek rocznie, oraz codziennych 

pomiarów przep³ywu. Dla ka¿dej zlewni oblicza siê 

lub szacuje ³adunek ze Ÿróde³ punktowych (B), jak np. 

oczyszczalnie œcieków komunalnych powy¿ej 30 RM, 

œcieki przemys³owe, fermy ryb s³odkowodnych, przelewy 

ze zbiorników wód deszczowych i innych urz¹dzeñ 

kanalizacji deszczowej. £adunek t³a (D) okreœla siê na 

podstawie wielkoœci odp³ywu substancji biogennych z 10 

ma³ych, nierolniczych zlewni, podzielonych na zlewnie 

o glebach piaszczystych i gliniastych. Corocznie dla tych 

zlewni oblicza siê stê¿enia wa¿one azotu ogólnego i rocznego 

odp³ywu wody. Przyk³adowo, w 1995 r. œrednie 

wartoœci stê¿enia wa¿onego i ³adunki t³a dla 9 badanych 

zlewni wynosi³y odpowiednio: 1,4 mg N/l i 0,0055 mg P/l 

oraz 290 kg N/km 2 /rok i 7,3 kg P/m 2 /rok. 

Rzeczny odp³yw azotu i fosforu pochodzenia obszarowego 

(rolnictwo oraz rozproszone budownictwo wiejskie) 

oblicza siê wed³ug równania: 


F=A–B–D 

[5.2] 

W Finlandii do okreœlenia Ÿróde³ odp³ywu rzecznego 

azotu i fosforu stosuje siê dwie metody (Behrendt, 1995; 

Salo i in., 1997). W metodzie pierwszej obszarowy odp³yw 

substancji biogenicznych okreœla siê podobnie jak 

w Danii; a w metodzie drugiej – na podstawie wieloletnich 

badañ w ma³ych zlewiskach rolniczych. Wyniki tych 

badañ s³u¿¹ do wyznaczania jednostkowych ³adunków 

azotu i fosforu pochodz¹cych z rolnictwa. 

W Niemczech do oceny udzia³u biogenów ze Ÿróde³ 

punktowych i obszarowych w ca³kowitym odp³ywie 

rzecznym przyjêto metody emisyjn¹ i imisyjn¹ (Draft report, 

1994; Behrendt, 1995; Salo i in., 1997). W metodzie 

pierwszej do oszacowania wielkoœci emisji azotu i fosforu 

ze Ÿróde³ punktowych wykorzystuje siê inwentaryzacjê 

tych Ÿróde³. W ocenie obszarowej emisji biogenów do wód 

powierzchniowych uwzglêdnia siê: opady atmosferyczne 

na obszarze zlewni, nawo¿enie mineralne i zwierzêce, 

transport i magazynowanie nawozów i kiszonek, pastwiska 

oraz nieskanalizowane, rozproszone budownictwo. 

Wykorzystuje siê przy tym dane dotycz¹ce u¿ytkowania 

gruntów, ukszta³towania terenu zlewni (geograficzny system 

informacji – GIS) oraz wielkoœæ pog³owia zwierz¹t 

hodowlanych i zu¿ycie nawozów. Metoda wymaga danych 

trudnych do uzyskania czy wyznaczenia, takich jak: 

wielkoœæ erozji, emisja do wód z transportu, magazynowanie 

nawozów oraz nieskanalizowane budownictwo. 

Metoda imisyjna umo¿liwia podzia³ ca³kowitego odp³ywu 

azotu i fosforu w przekroju zamykaj¹cym zlewniê 

rzeczn¹ na pochodz¹cy ze Ÿróde³ obszarowych (rolnictwo 

i t³o) oraz punktowych (œcieki przemys³owe i komunalne). 

Przyjêto w niej nastêpuj¹ce za³o¿enia: 

– zrzuty azotu i fosforu ze Ÿróde³ punktowych zmieniaj¹ 

siê w ma³ym stopniu zarówno pod wzglêdem 

jakoœciowym, jak i iloœciowym; ich wielkoœæ praktycznie 

nie zale¿y od warunków meteorologicznych; 

miejsca zrzutu s¹ mo¿liwe do zidentyfikowania; 

– odp³yw azotu i fosforu pochodzenia obszarowego jest 

bardzo zmienny w czasie; zmiany siêgaj¹ czêsto kilku 

rzêdów wielkoœci i s¹ œciœle zwi¹zane z warunkami 

meteorologicznymi (opady); Ÿród³a obszarowe s¹ czêsto 

trudne do zidentyfikowania lub wyznaczenia. 

Metoda wymaga ci¹g³ego pomiaru przep³ywu i oznaczania 

stê¿enia sk³adnika z du¿¹ czêstotliwoœci¹, a tak¿e danych 

dotycz¹cych wielkoœci zrzutów ze Ÿróde³ punktowych. 

105

W Polsce w celu okreœlenia pochodzenia rzecznego 

odp³ywu azotu i fosforu przyjêto nastêpuj¹ce metody: 

– metodê hydrograficzn¹ (Niemirycz i in., 1993; Dojlido 

i in., 1994), opart¹ na stwierdzeniu, ¿e brak 

opadów powoduje ograniczenie odp³ywu wód gruntowych 

i praktycznie zanik zasilania wodami glebowymi; 

zanieczyszczenie wód rzecznych pochodzi 

wówczas g³ównie ze Ÿróde³ punktowych. W okresach 

nasilonych opadów dominuj¹c¹ rolê zaczynaj¹ 

odgrywaæ zanieczyszczenia obszarowe, charakteryzuj¹ce 

siê du¿ymi wahaniami odp³ywu. W metodzie 

za³o¿ono zanik zanieczyszczeñ obszarowych przy 

dziesiêciu najni¿szych w ci¹gu roku przep³ywach 

wody rzecznej. Korzystaj¹c z tego za³o¿enia oraz 

danych monitoringowych, okreœla siê œredni ³adunek 

pochodz¹cy ze Ÿróde³ punktowych; 

– metodê imisyjn¹, w której interpretacji pochodzenia 

³adunków zanieczyszczeñ dokonuje siê na podstawie 

zale¿noœci pomiêdzy ³adunkami a odp³ywem 

wody (Rybiñski, Niemirycz, 1986); 

– metodê wykorzystuj¹c¹ dane hydrologiczne do okreœlenia 

takich stanów, przy których pomiar jakoœci 

wody okreœla tylko jedn¹ sk³adow¹ ³adunku bêd¹cego 

sum¹ zanieczyszczeñ punktowych i obszarowych 

(Rybiñski i in., 1996). 

Wœród opisanych metod podzia³u ³adunku zanieczyszczeñ 

odprowadzanych rzekami najbardziej wiarygodne 

s¹ niew¹tpliwie metody oparte na emisyjnym bilansie zanieczyszczeñ. 

Podstawowym warunkiem jest jednak mo¿liwoœæ 

uzyskiwania dok³adnych danych dotycz¹cych 

zrzutu zanieczyszczeñ ze Ÿróde³ punktowych i obszarowych. 

W metodach duñskiej i fiñskiej ³adunek substancji 

biogenicznych z terenów rolniczych okreœlono opieraj¹c 

siê na ca³kowitym ³adunku w przekroju przyujœciowym 

rzeki. Jego wielkoœæ wyznaczono na podstawie badanych 

stê¿eñ i ci¹g³ego pomiaru przep³ywu. Wydaje siê, ¿e czêstotliwoœæ 

pobierania próbek w programach monitoringu 

rzek skandynawskich jest zbyt ma³a, co, zw³aszcza dla 

ma³ych rzek, mo¿e prowadziæ do niedoszacowania rocznego 

³adunku obszarowego, liczonego jako ró¿nica miêdzy 

³adunkiem ca³kowitym i punktowym. W niemieckiej 

metodzie emisyjnej do okreœlenia ³adunku substancji 

biogenicznych pochodz¹cych z rolnictwa potrzebnych 

jest wiele za³o¿eñ i danych, czêsto trudnych do uzyskania 

lub wyznaczenia. Jest to zatem metoda pracoch³onna 

i k³opotliwa. 

106 


Spoœród metod imisyjnych najprostsz¹ i naj³atwiejsz¹ 

do zastosowania jest metoda oparta na najni¿szych przep³ywach; 

w warunkach polskich daje ona najczêœciej wyniki 

porównywalne do bardziej pracoch³onnej niemieckiej 

metody emisyjnej. 

5.2.3. Udzia³ rzek polskich w odp³ywie 

zanieczyszczeñ do Morza Ba³tyckiego 

Odp³yw rzeczny z obszaru Polski stanowi 11,2% zasilania 

Ba³tyku i nastêpuje przez Odrê i Zalew Szczeciñski 

(30,0%), rzeki Przymorza (7,8%), Wis³ê (57,5%), Zalew 

Wiœlany (2,0%) i zlewniê Prego³y i Niemna (2,7%), przy 

czym 2,7% wymienione w ostatniej pozycji odp³ywa poza 

granicami Polski (Rosja, Litwa). Granica morska kraju 

wynosi 524 km, z czego 71 km stanowi obrys Mierzei 

Helskiej (Rocznik statystyczny, 2005). Granicê tê przecina 

siedem rzek: dwie (Wis³a i Reda) uchodz¹ do Zatoki 

Gdañskiej, a piêæ (Rega, Parsêta, Grabowa, Wieprza i S³upia) 

bezpoœrednio do Ba³tyku W³aœciwego. Natomiast do 

Zalewu Szczeciñskiego uchodz¹ Odra i Ina, do jeziora 

Gardno – £upawa, do jeziora £ebsko – £eba, a do Zalewu 

Wiœlanego – Pas³êka (Stachý, 1986). W akwenach tych 

czêsto nastêpuje zmniejszenie wielkoœci wprowadzanych 

do morza ³adunków zanieczyszczeñ w wyniku naturalnych 

procesów samooczyszczania. Odp³ywy zanieczyszczeñ 

reprezentatywne dla przyujœciowych odcinków 

rzek (wytypowanych jako ostatni punkt przekroju rzecznego 

niepodlegaj¹cy penetracji wód morskich) s¹ wiêc 

wiêksze od faktycznie wprowadzanych do Ba³tyku. Niestety, 

brak jest danych doœwiadczalnych dla okreœlenia 

tej ró¿nicy. 

Do morza dostaj¹ siê zanieczyszczenia z odp³ywem 

z l¹du (odp³yw rzeczny i bezpoœredni ze Ÿróde³ punktowych) 

oraz w wyniku transportu atmosferycznego (Doskey, 

Andren, 1981; Niemirycz i in., 1983–1985, 1996, 

1999). Ocena czynników warunkuj¹cych wielkoœci odp³ywu 

metali i substancji biogennych by³a przedmiotem 

wczeœniejszych prac badawczych (Grimvall, 1990), a w odniesieniu 

do substancji halogenoorganicznych – prac z ostatnich 

lat (Niemirycz, 2008; HELCOM, 2010). 

W uk³adzie hydrologicznym Polski prawie 90% odp³ywu 

rzecznego do Ba³tyku wnosz¹ Wis³a i Odra, przy 

zachowaniu sta³ej, prawie dwukrotnej przewagi Wis³y nad 

Odr¹ (tab. 5.3). Na przyk³adzie obserwacji odp³ywu wód 

Wis³¹ w latach 1974–2006 mo¿na przeœledziæ wielkoœæ

i znaczn¹ dynamikê zmian zachodz¹cych w tym odp³ywie 

(fig. 5.18). Po okresie suchych lat 1982–1993 nast¹pi³ 

systematyczny wzrost odp³ywu, osi¹gaj¹c maksima 

w latach 1998–2001. Do roku 2003 odp³yw obni¿y³ 

siê o ok. 55%, by w 2006 r. ponownie zbli¿yæ siê do œredniej 

z wielolecia. 

Analiza danych przedstawionych w tabeli 5.3 wskazuje 

na ma³¹ zmiennoœæ odp³ywów rzek Przymorza w czasie, 

co potwierdzaj¹ równie¿ liczne prace hydrologiczne 

(Stachý, 1980; Drwal, 1982; Bogdanowicz, Fac-Beneda, 

2009). W skali bilansu odp³ywu rocznego s³abo uwidacz- 


Charakterystyka hydrologiczna rzek polskich zlewni Ba³tyku 

(Niemirycz i in., 2004) 

niaj¹ siê ekstremalne zjawiska powodziowe wystêpuj¹ce 

sezonowo w zlewniach. Przyk³adem jest rok 1997, w którym 

mia³a miejsce jedna z najwiêkszych powodzi w dorzeczu 

Odry, a odp³yw roczny zwiêkszy³ siê w stosunku 

do roku poprzedniego o 15%. 

Odp³yw substancji organicznych 

Tabela 5.3 

Powierzchnia 

Rzeki zlewni 

[km 2 Odp³yw [km 

] 

3 /rok] 

œrednia z wielolecia 1994 r. 1995 r. 1996 r. 1997 r. 1998 r. 1999 r. 2000 r. 2001 r. 

Wis³a 194 424 34,3 32,3 32,9 35,6 37,2 43,5 44,8 42,4 41,2 

Odra 118 861 18,2 19,4 17,0 20,1 23,6 21,4 19,0 15,9 19,1 

Rzeki 

Przymorza 

17 359 4,5 4,9 4,7 4,1 4,3 5,9 5,7 4,5 4,5 

Suma 330 644 57,0 56,6 54,6 59,8 65,7 70,9 69,5 63,0 64,8 

W ostatnich dziesiêcioleciach coraz wiêcej substancji 

organicznych przedostawa³o siê do œrodowiska w wyniku 

dzia³alnoœci cz³owieka: od rozpuszczalników, sk³adników 

Fig. 5.18. Wielkoœæ odp³ywu wód Wis³¹ do Morza Ba³tyckiego w latach 1975–2006 

(Niemirycz i in., 2004; Rocznik hydrologiczny, 2006) 

107

detergentów, œrodków kosmetycznych i farmakologicznych, 

dodatków do materia³ów tekstylnych i budowlanych, 

po pestycydy, polichlorowane bifenyle i dibenzo-p-dioksyny 

oraz dibenzofurany (dioksyny). Substancje 

te d³ugo utrzymuj¹ siê w œrodowisku, opieraj¹c siê 

rozk³adowi w procesach fizycznych, chemicznych czy 

biologicznych. Stanowi¹ grupê substancji charakteryzuj¹cych 

siê wysok¹ rozpuszczalnoœci¹ w t³uszczach, przez 

co ³atwo kumuluj¹ siê w tkankach organizmów ¿ywych, 

zak³ócaj¹c ich naturalne funkcjonowanie nawet w bardzo 

ma³ych stê¿eniach. Ze wzglêdu na szkodliwe oddzia³ywanie 

na organizmy ich rozprzestrzenianie w œrodowisku 

jest przedmiotem szczególnego zainteresowania œwiatowych 

oœrodków naukowych. 

Oceny stê¿eñ substancji organicznych mo¿na dokonaæ 

pos³uguj¹c siê stê¿eniami indywidualnych zwi¹zków 

organicznych lub zastêpczymi wskaŸnikami, takimi jak: 

biochemiczne i chemiczne zapotrzebowanie tlenu 

(BZT5/7 i ChZT), ogólny wêgiel organiczny (OWO) oraz 

adsorbowalne lub ekstrahowane zwi¹zki halogenoorganiczne 

(AOX/EOX) (Dojlido, 1995; Dojlido, Niemirycz, 

2002; Niemirycz, 2009; Niemirycz, Sapota, 2010). 

W 2000 r. suma ³adunków BZT5 odprowadzanych 

wszystkimi rzekami do Ba³tyku wynosi³a 221 068 t, 

a ChZT – 1 822 255 t (tab. 5.4). Udzia³ rzek w ogólnym 

³adunku wynosi³: BZT5 Wis³¹ – 65,7%, Odr¹ – 29,4%, a 

rzekami Przymorza – 4,9%, zaœ ChZT Wis³¹ – 58,2%, 

108 

Rok 


Odr¹ – 34,7%, rzekami Przymorza – 7,1%. Z uwagi na 

prawie dwukrotn¹ przewagê odp³ywu rzecznego Wis³y 

nad Odr¹ wystêpuje przewa¿nie wiêksze obci¹¿enie substancjami 

organicznymi wód Odry. 

Zmiany odp³ywu obu parametrów Wis³¹ w latach 

1975–2006 wykazuj¹ wyraŸny zwi¹zek pomiêdzy odp³ywem 

wody i materii organicznej (fig. 5.19). 

Odp³yw trwa³ych zanieczyszczeñ organicznych 

Zgodnie z miêdzynarodowymi klasyfikacjami, w tym 

Unii Europejskiej, do substancji niebezpiecznych zalicza 

siê antropogeniczne zwi¹zki organiczne w ró¿nych formach 

chemicznych. Charakteryzuj¹ siê one wysok¹ odpornoœci¹ 

na rozk³ad, toksycznoœci¹, zdolnoœci¹ do bioakumulacji 

i przenoszenia powietrzem na dalekie odleg³oœci. 

Najliczniejsz¹ grupê wœród organicznych substancji 

niebezpiecznych stanowi¹ halogenowe zwi¹zki 

organiczne, nazywane czêsto trwa³ymi zanieczyszczeniami 

organicznymi (TZO) (Czarnomski, 2003). 

Ramowa Dyrektywa Wodna UE dzieli substancje niebezpieczne 

na dwie grupy (Mehlhorn, 2002): 

– priorytetowe substancje niebezpieczne – substancje 

szczególnie szkodliwe dla œrodowiska wodnego, które 

powinny byæ ca³kowicie wyeliminowane poprzez 

dzia³ania zmierzaj¹ce do zaprzestania ich zrzutów, 

emisji i strat; 

Odp³yw substancji organicznych rzekami polskimi do Morza Ba³tyckiego w latach 1994–2000 

(Niemirycz i in., 2004) 

Wis³a Odra Rzeki Przymorza 

Tabela 5.4 

BZT5 ChZT BZT5 ChZT BZT5 ChZT 

[t O2/rok] 

1994 124 867 863 004 86 348 900 997 15 488 142 595 

1995 140 702 783 151 74 904 579 044 15 057 130 287 

1996 144 271 831 158 74 616 648 993 14 055 114 429 

1997 151 880 1 066 048 118 229 833 491 14 353 115 255 

1998 156 573 1 186 546 97 142 844 510 17 781 185 979 

1999 146 314 1 125 965 68 825 747 731 12 746 130 146 

2000 145 212 1 060 603 65 057 632 673 10 799 128 979

– substancje niebezpieczne – substancje szczególnie 

szkodliwe dla œrodowiska wodnego, których zrzuty 

powinny byæ ograniczone. 

Do najwa¿niejszych regulacji prawnych dotycz¹cych 

ochrony œrodowiska przed zanieczyszczeniem substancjami 

niebezpiecznymi nale¿¹: 

– Ramowa Dyrektywa Wodna 2000/60/EC z 2000 r. 

wraz z decyzj¹ nr 2455/2001/EC z 2001 r., uwzglêdniaj¹ca 

dyrektywê 76/464/ EWG i dyrektywy pokrewne 

z 1976 r. (Andrijewski i in., 2003); 


Fig. 5.19. Wielkoœæ odp³ywu BZT5 i ChZT Wis³¹ w latach 1975–2006 

(Zalewski, Niemirycz, 2011) 

– Konwencja Sztokholmska (¯urek, 2002); 

– Konwencja EKG ONZ w sprawie transgranicznego 

zanieczyszczania powietrza na dalekie odleg³oœci 

z 1979 r., wraz z Protokó³em w sprawie trwa³ych zanieczyszczeñ 

organicznych z 1998 r. (Jagusiewicz 

i in., 2004); 

– konwencje o ochronie wód morskich: II Konwencja 

Helsiñska z 1992 r. (Morze Ba³tyckie), konwencje 

Miêdzynarodowej Organizacji Morskiej (IMO), 

OSPAR (pó³nocno-wschodni Atlantyk), Konwencja 

109

Barceloñska (Morze Œródziemne) (HELCOM, 1990, 

1997, 1998). 

W Ramowej Dyrektywie Wodnej 2000/2001 zosta³a 

ustanowiona lista substancji niebezpiecznych. Lista jest 

weryfikowana co 4 lata, ze wzglêdu na zmiany w ocenie 

szkodliwoœci oddzia³ywania substancji szczególnie toksycznych 

na œrodowisko (Gromiec, 2001). 

W ramach Konwencji Sztokholmskiej organiczne substancje 

niebezpieczne zosta³y podzielone na nastêpuj¹ce 

grupy: 

– substancje, które powinny byæ wyeliminowane z produkcji 

i u¿ytkowania: aldryna, chlordan, dieldryna, 

endryna, heptachlor, heksachlorobenzen, mireks, 

toksafen, polichlorowane bifenyle; 

– substancje, których u¿ytkowanie powinno byæ ograniczone 

do œciœle okreœlonych celów: DDT; 

– substancje, których produkcja jest niezamierzona, 

a wiêc stanowi¹ one produkt odpadowy w procesach 

produkcyjnych i przy u¿ytkowaniu innych substancji: 

HCB, PCB, PCDD, PCDF. 

W 2001 r. Polska wraz ze 113 krajami podpisa³a Konwencjê 

Sztokholmsk¹, a w 2008 r. j¹ ratyfikowa³a (Dz.U. 

z dnia 31 lipca 2008 r.). Polskie ustawy i rozporz¹dzenia 

odnoœnie substancji szkodliwych zosta³y zebrane w „Krajowym 

programie wdra¿ania Konwencji Sztokholmskiej” 

(Sadowski, 2004). 

Rzeki odgrywaj¹ dominuj¹c¹ rolê w transporcie specyficznych 

zanieczyszczeñ organicznych z l¹du do Morza 

Ba³tyckiego. Na obszarze morza otwartego zanieczyszczenia 

przedostaj¹ siê w postaci depozycji atmosferycznej 

oraz ze statków i instalacji przemys³owych (platformy 

wiertnicze, ruroci¹gi) (Olañczuk-Neyman, Mazurkiewicz, 

1998). 

Hydrofobowe w³aœciwoœci zwi¹zków halogenoorganicznych 

u³atwiaj¹ adsorpcjê na cz¹steczkach zawieszonych, 

które opadaj¹ na dno gromadz¹c siê w osadach. Na 

stê¿enie badanego zwi¹zku w podpowierzchniowej próbce 

wody wp³ywaj¹ ró¿norodne procesy fizyczne, takie 

jak mieszanie, sedymentacja czy sorpcja. Z tego powodu 

ocena wielkoœci odp³ywu zwi¹zków halogenoorganicznych 

do morza jest trudna do jednoznacznego okreœlenia 

jakoœciowego i matematycznego. 

Podstawowym za³o¿eniem, jakie przyjêto przy ocenie 

odp³ywu rzecznego halogenowych zwi¹zków organicznych, 

by³a dominacja oddzia³ywania czynników hydrologicznych 

na wielkoœæ czasow¹ i przestrzenn¹ tego odp³ywu. 

110 


Uzyskane wartoœci odp³ywu weryfikowano z dostêpnymi 

danymi literaturowymi (Vestreng i in., 2005; Jêdrasik, 

2006). 

Wyniki badañ Niemirycz (2008), uzupe³nione danymi 

literaturowymi, pozwoli³y na oszacowanie bilansu transportu 

ca³kowitego substancji niebezpiecznych do Morza 

Ba³tyckiego, z uwzglêdnieniem depozycji atmosferycznej 

(tab. 5.5). W obliczeniach pominiêto odp³yw rzek 

Przymorza, poniewa¿ za³o¿ono, ¿e kilkuprocentowy 

³adunek, jaki wnosz¹ te rzeki do Ba³tyku, mieœci siê 

w granicach b³êdu. Uwzglêdniono te¿ informacje, ¿e 

odp³yw rzeczny z obszaru Polski stanowi 11,2% odp³ywu 

z ca³ej zlewni Ba³tyku (HELCOM, 2002). 

Odp³yw substancji biogenicznych 

Tabela 5.5 

Bilans transportu ca³kowitego substancji niebezpiecznych 

do Morza Ba³tyckiego (Niemirycz, 2008) 

Rodzaj 

transportu 

� DDT � HCH PCB PCDD/F 

[kg/rok] 

Odp³yw rzekami 

z Polski 

530 380 260 0,05 

Odp³yw rzekami 

ze zlewni Ba³tyku 

4820 3390 2360 0,43 

Depozycja 

atmosferyczna * 1930 3400 715 0,13 

Transport 

ca³kowity 

6750 6790 3075 0,58 

* Pekar i in., 1999; Baker, Hites, 2000; Bartnicki i in., 2000. 

Zwiêkszony kilkakrotnie w drugiej po³owie ubieg³ego 

wieku zrzut substancji biogenicznych jest przyczyn¹ procesu 

eutrofizacji (prze¿yŸnienia) wód morskich. Obserwuje 

siê widoczne skutki tego zjawiska, deficyt tlenowy 

w g³êbokich warstwach wody, zmiany gatunkowe biocenoz 

i inne niekorzystne zjawiska (Trzosiñska, £ysiak-Pastuszak, 

1996). 

Na wielkoœæ odp³ywu substancji biogenicznych rzekami 

maj¹ przede wszystkim wp³yw warunki hydrometeorologiczne 

kszta³tuj¹ce wielkoœæ przep³ywu rzecznego, warunkuj¹cego 

iloœæ zanieczyszczeñ wymywanych z obszaru

zlewni, czyli zanieczyszczeñ obszarowych (Niemirycz 

i in., 1993; Bogacka i in., 1996; Bogdanowicz, 2004). 

Dzia³ania ograniczaj¹ce emisjê zwi¹zków biogenicznych 

ze Ÿróde³ punktowych podjêto ju¿ pod koniec lat 

osiemdziesi¹tych ubieg³ego wieku. Zmiany stosowanych 

dawek nawozów sztucznych w rolnictwie oraz warunków 

hydrologicznych w zlewniach rzecznych, jak te¿ porz¹dkowanie 

gospodarki wodno-œciekowej mia³y wp³yw na 

wielkoœæ odp³ywu zwi¹zków azotu i fosforu rzekami 

polskimi (Jagusiewicz red., 2006). 

W Polsce zu¿ycie nawozów spad³o w 2004 r. o ponad 

40% w stosunku do roku 1990 (fig. 5.20). W odniesieniu 

do pozosta³ych krajów europejskich aktualnie stosowane 

iloœci nawozów s¹ w naszym kraju relatywnie niskie. 

Rzeka Rok 

Wis³a 

Odra 

Rzeki 

Przymorza 

1994 

1995 

1996 

1997 

1998 

1999 

2000 

1994 

1995 

1996 

1997 

1998 

1999 

2000 

1994 

1995 

1996 

1997 

1998 

1999 

2000 


Fig. 5.20. Zu¿ycie nawozów sztucznych i wapniowych 

w Polsce w latach 1990–2004 (w przeliczeniu na czysty 

sk³adnik) (Rocznik statystyczny, 2005) 

Odp³yw zwi¹zków azotu i fosforu rzekami polskimi do Morza Ba³tyckiego 

w latach 1994–2000 (Niemirycz i in., 2001, 2004) 

Tabela 5.6 

N-NH4 N-NO2 N-NO3 Norg Nmin Nca³k P-PO4 Pog 

10 670 

7 639 

12 486 

6 535 

8 597 

15 967 

15 498 

2 523 

3 810 

8 586 

5 930 

2 273 

1 521 

1 207 

1 140 

987 

1 126 

1 066 

1 152 

1 025 

619 

481 

563 

649 

751 

752 

750 

707 

424 

301 

399 

520 

359 

361 

301 

135 

122 

110 

118 

145 

114 

107 

79 599 

65 618 

60 613 

53 650 

90 798 

76 792 

73 955 

64 546 

46 082 

48 726 

40 710 

63 194 

56 723 

36 893 

9 002 

7 337 

5 474 

6 414 

11 520 

8 838 

7 758 

39 389 

38 972 

88 669 

58 275 

48 216 

50 024 

45 852 

32 051 

26 780 

25 979 

27 808 

28 596 

23 293 

18 395 

6 271 

6 041 

4 780 

4 489 

6 378 

4 978 

4 006 

[t/rok] 

90 749 

73 821 

73 748 

61 027 

100 147 

91 513 

74 662 

67 493 

50 193 

57 614 

47 160 

65 827 

58 602 

38 413 

10 277 

8 457 

6 772 

7 598 

12 817 

9 969 

8 510 

130 776 

112 793 

162 417 

119 790 

148 363 

141 537 

120 514 

99 115 

76 973 

83 593 

74 969 

94 423 

81 895 

56 808 

16 444 

14 498 

11 544 

12 088 

19 195 

14 947 

12 516 

3 486 

4 428 

4 022 

5 461 

6 671 

5 256 

3 660 

1 644 

1 489 

2 082 

2 307 

1 355 

1 113 

1 169 

424 

421 

332 

408 

476 

422 

393 

5 982 

7 321 

5 572 

7 636 

8 988 

9 688 

7 672 

5 216 

4 922 

6 296 

7 113 

5 569 

4 188 

3 916 

950 

985 

869 

861 

1 005 

1 023 

803 

111

Racjonalizacja gospodarki wodno-œciekowej w miastach 

doprowadzi³a do prawie 45% spadku iloœci odprowadzanych 

œcieków komunalnych w 2004 r. w porównaniu 

do 1990 r. Równoczeœnie stale poprawia siê jakoœæ 

oczyszczania œcieków komunalnych (zwiêkszone usuwanie 

substancji biogenicznych, utylizacja substancji niebezpiecznych). 

W 2000 r. zanotowano znaczne zmniejszenie odp³ywu 

rzekami ³adunku azotu ca³kowitego (189 838 t) w porównaniu 

z rokiem 1995 (204 264 t) i 1998 (261 981 t) (tab. 

112 


5.6). W 2006 r. ³adunek azotu ca³kowitego wyniós³ 

151 684 t (Szczepañski, 2007). Najwiêkszy spadek ³adunku 

azotu ca³kowitego, jak i jego form mineralnych i organicznych 

nast¹pi³ w Odrze, najbardziej obci¹¿onej tymi 

substancjami (Zalewski, Niemirycz, 2011). 

W ostatnich latach odp³yw rzekami fosforu ogólnego 

równie¿ uleg³ obni¿eniu. W 2000 r. wynosi³ 12 391 t, co 

stanowi³o spadek o 7% w stosunku do 1995 r. (13 228 t) 

i 20% w stosunku do 1998 r. (15 562 t) (tab. 5.6). W 2006 r. 

³adunek fosforu ogólnego zmniejszy³ siê do 10 164 t 

Fig. 5.21. Wielkoœæ odp³ywu azotu ca³kowitego i fosforu ogólnego Wis³¹ w latach 1975–2006 

(Zalewski, Niemirycz, 2011)

(Szczepañski, 2007). Fosfor ogólny odp³ywaj¹cy Odr¹ 

stanowi ok. 35% ca³kowitego odp³ywu fosforu wszystkimi 

rzekami Polski. Jest to udzia³ du¿y, maj¹c na wzglêdzie 

dwukrotnie mniejsze natê¿enie przep³ywu w Odrze 

ni¿ w Wiœle. 

Zmiany odp³ywu azotu ca³kowitego i fosforu ogólnego 

w latach 1975–2006 Wis³¹ przedstawia figura 5.21. 

Odp³yw metali ciê¿kich 

Odp³yw metali wodami rzek jest wynikiem procesów 

naturalnych, jakie mia³y lub maj¹ miejsce w obszarze drenowanym 

przez rzekê, oraz skutkiem dzia³alnoœci cz³owieka. 

Procesy naturalne dominuj¹ w odniesieniu do metali 

najbardziej rozpowszechnionych w przyrodzie, takich 

jak wapñ, magnez i potas. Roczny odp³yw polskimi 

rzekami tych metali do Ba³tyku kszta³tuje siê na poziomie 

150 tys. t potasu, 510 tys. t magnezu i 3500 tys. t wapnia. 

Metale ciê¿kie, charakteryzuj¹ce siê mas¹ w³aœciw¹ 

5.3. Dop³yw radionuklidów do Morza Ba³tyckiego 

5.3.1. Naturalne i sztuczne radionuklidy 

w œrodowisku przyrodniczym 

Radionuklidy wystêpuj¹ce na Ziemi, ze wzglêdu na pochodzenie, 

dziel¹ siê na dwie grupy: naturalne pierwiastki 

promieniotwórcze oraz sztuczne izotopy promieniotwórcze. 

W grupie naturalnych pierwiastków promieniotwórczych 

znajduj¹ siê: 

– nuklidy promieniotwórcze powsta³e w procesie tworzenia 

siê materii pierwotnej (najwa¿niejsze z nich 

to potas 40 K i rubid 87 Rb); 

– nuklidy promieniotwórcze uranu 238 Ui 235 U oraz 

toru 232 Th wraz z produktami rozpadu (g³ównie uran 

234 230 228 226 222 

U, tor Th i Th, rad Ra, radon Rn, o³ów 

210 210 

Pb oraz polon Po), tworz¹ce naturalne szeregi 

promieniotwórcze; 

– nuklidy promieniotwórcze tworz¹ce siê w sposób 

ci¹g³y pod wp³ywem promieniowania kosmicznego 

(g³ównie tryt 3 H i wêgiel 14 C). 

Sztuczne izotopy promieniotwórcze (radionuklidy) 

zosta³y wytworzone w wyniku dzia³alnoœci cz³owieka 

Dop³yw radionuklidów do Morza Ba³tyckiego 

przekraczaj¹c¹ 4,5 g/cm 3 , zosta³y zaliczone do substancji 

szczególnie szkodliwych dla organizmów ¿ywych. 

Lista metali ciê¿kich i ich zwi¹zków zawarta w dokumencie 

HELCOM obejmuje nastêpuj¹ce pierwiastki: 

rtêæ (Hg), kadm (Cd), miedŸ (Cu), cynk (Zn) i o³ów (Pb). 

Zgodnie z deklaracj¹ ministrów podpisan¹ w Ronneby 

w 1988 r. odp³yw tych metali mia³ ulec redukcji o 50% 

do 1995 r. Jakkolwiek warunki zawarte w deklaracji nie 

zosta³y w ca³oœci spe³nione, to mo¿na zaobserwowaæ 

sta³¹ tendencjê spadkow¹ odp³ywu metali do Ba³tyku. 

Stê¿enia wymienionych pierwiastków s¹ mierzone 

w przekrojach przyujœciowych Wis³y, Odry i rzek Przymorza 

w ramach pañstwowego monitoringu œrodowiska. 

W 2000 r. odp³yw rzekami kadmu i rtêci ustali³ siê 

na poziomie 2,3 i 2,1 t, a cynku, miedzi i o³owiu na poziomie 

682, 112 i 24 t. £adunki te s¹ ni¿sze ni¿ odprowadzane 

przez niektóre kraje skandynawskie o kilkanaœcie 

procent (fig. 5.17). 

w wielu dziedzinach, g³ównie w nauce, technice, medycynie 

nuklearnej i zbrojeniach. Mo¿na je podzieliæ na: 

– nuklidy promieniotwórcze technetu ( 99 Tc) i prometu 

( 147 Pm); 

– nuklidy promieniotwórcze powsta³e w procesie aktywacji 

pod wp³ywem neutronów (g³ównie sód 22 Na, 

mangan 54 Mn, ¿elazo 55 Fe, kobalt 60 Co, nikiel 63 Ni, 

miedŸ 64 Cu, cynk 65 Zn, srebro 110m Ag oraz antymon 

124 Sb i 125 Sb); 

– nuklidy promieniotwórcze powsta³e w wyniku rozszczepienia 

j¹dra uranu 235 U i plutonu 239 Pu (najwa¿niejsze 

z nich to: stront 90 Sr, jod 131 Ii 132 I, tellur 

132 Te, cez 137 Cs oraz cer 144 Ce); 

– nuklidy promieniotwórcze pierwiastków transuranowych 

(g³ównie neptun 237 Np, pluton 238 Pu, 239 Pu, 

240 Pu i 241 Pu oraz ameryk 241 Am i 243 Am). 

Bior¹c pod uwagê okresy pó³rozpadu oraz typ rozpadu, 

jak równie¿ radiotoksycznoœæ pierwiastków promieniotwórczych 

w stosunku do materii o¿ywionej, najwa¿niejszymi 

radionuklidami wystêpuj¹cymi w próbkach 

œrodowiskowych s¹: spoœród naturalnych pierwiastków 

113

promieniotwórczych – g³ównie te nale¿¹ce do szeregu 

uranowo-radowego: 210 Po, 210 Pb, 222 Rn, 226 Ra, 234 U, 235 U 

i 238 U, natomiast wœród sztucznych emiterów promieniowania 

alfa i beta: 90 Sr, 137 Cs, 238 Pu, 239 Pu, 240 Pu oraz 241 Pu. 

W przyrodzie wystêpuj¹ one w iloœciach œladowych, ale 

ich obecnoœæ stwierdza siê we wszystkich komponentach 

œrodowiska (Skwarzec, 2002; Bem, 2005). 

Spoœród pierwiastków promieniotwórczych emitery 

cz¹stek alfa odgrywaj¹ najwa¿niejsz¹ rolê, poniewa¿ 

s¹ one wysoce radiotoksyczne dla organizmów zwierzêcych 

(Skwarzec, 1995). Z punktu widzenia ochrony radiologicznej 

szczególnie istotnymi radionuklidami s¹ 

naturalne pierwiastki promieniotwórcze: polon ( 210 Po), 

rad ( 226 Ra) oraz uran ( 234 U, 235 Ui 238 U), jak równie¿ 

sztuczne izotopy plutonu ( 238 Pu, 239+240 Pu i 241 Pu) 

(Skwarzec, 2002). 

Stront 90 Sr i cez 137 Cs s¹ emiterami cz¹stek � – i charakteryzuj¹ 

siê stosunkowo d³ugimi czasami pó³trwania, 

odpowiednio 28,5 oraz 30 lat (Browne, Firestone, 1986). 

Iloœæ wyemitowanego do atmosfery 90 Sr, g³ównie po wybuchach 

j¹drowych w latach 1958–1962, oszacowano na 

780 PBq (151,1 kg), z czego 318 PBq (61,6 kg) zosta³o 

zdeponowane na l¹dzie, a 462 PBq (89,5 kg) opad³o na 

powierzchnie mórz i oceanów. Z kolei ca³kowit¹ emisjê 

137 Cs do œrodowiska przyrodniczego ze wszystkich Ÿróde³ 

oszacowano na ponad 1100 PBq (340 kg). Katastrofa 

w elektrowni j¹drowej w Czarnobylu spowodowa³a emisjê 

57 PBq radioizotopów cezu, z czego 38 PBq (11,8 kg) 

przypad³o na 137 Cs, a 19 PBq (0,4 kg) na 134 Cs (IAEA, 

1986). 

Polon 210 Po nale¿y do naturalnego szeregu uranowo- 

-radowego, a jego losy s¹ uzale¿nione od radu 226 Ra 

i o³owiu 210 Pb. G³ównym Ÿród³em 210 Po w œrodowisku jest 

powstaj¹cy z radu 226 Ra i uwalniaj¹cy siê z powierzchni 

Ziemi radon 222 Rn (Skwarzec, 2002). Ze 112 mln km 2 

czynnej powierzchni l¹du uwalnia siê co dzieñ oko³o 

130 PBq radonu, z którego w ci¹gu roku powstaje oko³o 

26 PBq o³owiu 210 Pb (Jaworowski, Kownacka, 1976; 

Skwarzec, 1995). Bior¹c za podstawê œredni¹ wartoœæ 

stosunku aktywnoœci 210 Po/ 210 Pb w powietrzu (oko³o 

0,15), iloœæ tworzonego w ci¹gu roku 210 Po oszacowano 

na oko³o 4 PBq (Skwarzec, 2002). Oprócz 210 Po powstaj¹cego 

z rozpadu zawartego w atmosferze 210 Pb dodatkowe 

jego iloœci s¹ emitowane z l¹du w wyniku po- 

¿arów lasów (Moore i in., 1976) i erupcji wulkanicznej 

(oko³o 1,8 PBq) (Lambert i in., 1979). Z powierzchni ocea- 

114 


nów uwalniane jest w ci¹gu roku 0,52 PBq 210 Pb (Skwarzec, 

2002). W powietrzu atmosferycznym oprócz naturalnego 

210 Po znajduje siê pewna iloœæ polonu antropogenicznego 

pochodz¹cego z rozpadu 210 Pb, tworzonego 

g³ównie podczas próbnych wybuchów j¹drowych oraz 

w mniejszym stopniu emitowanego przez przemys³ nuklearny. 

Aktywnoœæ wytworzonego w ten sposób 210 Pb 

w 1962 r. zosta³a oszacowana na prawie 33 PBq. Ponadto 

wykazano, ¿e wiêkszoœæ znajduj¹cego siê w stratosferze 

o³owiu 210 Pb jest pochodzenia sztucznego (Skwarzec, 

1995, 2002). Z atmosfery polon opada na powierzchniê 

l¹dów i oceanów wraz z deszczem, œniegiem i py³ami atmosferycznymi. 

Depozycja 210 Po z suchym opadem atmosferycznym 

jest zró¿nicowana geograficznie, najwiêksza 

w pasie 30–60°N i zawiera siê w przedziale od 10 do 

500 Bq/m 2 ·rok (Hardy i in., 1973; Skwarzec, 2002). Naturalne 

zawartoœci polonu w œrodowisku przyrodniczym 

mog¹ ulec podwy¿szeniu w wyniku dzia³alnoœci cz³owieka 

(g³ównie w rolnictwie), produkcji i stosowaniu nawozów 

fosforowych, spalaniu wêgla kamiennego i brunatnego, 

jak równie¿ usuwaniu wód kopalnianych (Bem, 

2005; Daish i in., 2005). 

Rad ma cztery naturalne izotopy: 223 Ra, 224 Ra, 226 Ra 

i 228 Ra. Najbardziej rozpowszechnione i najbardziej radiotoksyczne 

s¹: 226 Ra, który nale¿y do szeregu uranowo-radowego, 

jest emiterem promieniowania á i ã, a okres jego 

po³owicznego rozpadu wynosi 1620 lat, oraz nale¿¹cy do 

szeregu torowego emiter cz¹stek â – izotop 228 Ra o okresie 

pó³trwania 5,75 lat (Browne, Firestone, 1986). Rad jest 

pierwiastkiem niezwykle rzadkim w przyrodzie. Jego zawartoœæ 

w skorupie ziemskiej wynosi 7·10 –12 % wag., co 

odpowiada aktywnoœci 25 Bq/kg (Ciba i in., 1996). Podobnie 

jak uran, rad wchodzi w sk³ad minera³ów tworz¹cych 

ska³y formacji wodonoœnych. Izotopy radu mog¹ 

dostawaæ siê do wody na skutek rozpuszczania minera³ów 

radonoœnych oœrodka skalnego lub w wyniku efektu odrzutu 

podczas rozpadów alfa promieniotwórczych macierzystego 

toru 230 Th i 232 Th. W wodach naturalnych rad wystêpuje 

w nadmiarze w stosunku do toru. Wi¹¿e siê to 

z wiêksz¹ rozpuszczalnoœci¹ minera³ów radu w porównaniu 

z torem, który jest praktycznie nierozpuszczalny w œrodowisku 

wodnym i adsorbuje siê na powierzchni fazy 

sta³ej. Po rozpadzie 230 Th i 232 Th zaadsorbowanych na powierzchni 

ziaren, g³ównie minera³ów ilastych i wêglanowych 

oœrodka skalnego, nowo powsta³e atomy 226 Ra 

i 228 Ra desorbuj¹ siê do otaczaj¹cego roztworu wodnego.

Rad wykazuje w³aœciwoœci podobne do baru i wapnia, 

które s¹ jednak ³atwiej sorbowane z wód podziemnych 

przez minera³y ilaste i substancje organiczne. Natomiast 

obecnoœæ w wodzie siarczanów ogranicza wodn¹ migracjê 

radu ze wzglêdu na tworzenie trudno rozpuszczalnego 

siarczanu baru BaSO4 (Williams, Kirchmann, 1990; Cha- 

³upnik, Lebecka, 1995). Wydobywanie rud uranowych 

i innych kopalin oraz ich przetwarzanie i u¿ytkowanie, 

a tak¿e stosowanie nawozów fosforowych o zwiêkszonej 

iloœci radu powoduje wzrost jego zawartoœci w glebie, 

wodach gruntowych i powierzchniowych. �ród³ami radu 

w atmosferze s¹: resuspensja gleby i solnego py³u znad 

oceanów, erupcje wulkaniczne, po¿ary lasów oraz dzia- 

³alnoœæ cz³owieka, czyli przede wszystkim py³y uwalniane 

z kopalni rud uranowych, spalanie wêgla, produkcja 

i u¿ytkowanie nawozów fosforowych oraz przemys³ cementowy 

(Bem, 2005). Stê¿enie 226 Ra w przyziemnej warstwie 

powietrza atmosferycznego w szerokoœciach geograficznych 

umiarkowanych pó³nocnych wynosi 0,5 ìBq/m 3 

(UNSCEAR, 1993). W wodach morskich rozk³ad stê¿enia 

radu zmienia siê wraz z g³êbokoœci¹, zasoleniem i szerokoœci¹ 

geograficzn¹. Na przyk³ad w powierzchniowej 

warstwie Pacyfiku stê¿enie 226 Ra wynosi œrednio 1,2 Bq/m 3 , 

a w warstwie przydennej 4,5–7,0 Bq/m 3 (Okubo, 1990). 

W wodach powierzchniowych po³udniowego Ba³tyku 

rozmieszczenie 226 Ra jest jednorodne, jego œrednie stê¿enie 

w 2005 r. wynosi³o 3,09 ±0,30 Bq/m 3 (Supliñska, 

Adamczyk, 2002). 

Uran nale¿y do naturalnych pierwiastków promieniotwórczych 

o du¿ej zawartoœci w skorupie ziemskiej. 

W przyrodzie wystêpuje przewa¿nie jako pierwiastek 

rozproszony, którego stê¿enie w powierzchniowej warstwie 

gleby wynosi od poni¿ej 1 do 20 mg/kg (œrednio 

2 mg/kg). Wiêkszoœæ uranu w glebie jest rozmieszczona 

na powierzchni ziaren i mo¿e ulec ³ugowaniu. W wysokich 

stê¿eniach, 50–300 mg/kg, uran wystêpuje m.in. 

w ska³ach fosforanowych u¿ywanych do produkcji nawozów 

sztucznych (apatyt). W niektórych minera³ach jego 

zawartoœæ przekracza 50%, m.in. w uraninicie, pechblendzie 

i bekerelicie (Skwarzec, 1995). Uran naturalny sk³ada 

siê z trzech izotopów alfa promieniotwórczych o nastêpuj¹cym 

sk³adzie izotopowym: 238 U (99,2745%), 235 U 

(0,7200%) i 234 U (0,0055%). W œrodowisku przyrodniczym 

izotopy 234 Ui 238 U, chocia¿ nale¿¹ do tego samego 

szeregu uranowo-radowego, nie znajduj¹ siê w stanie 

równowagi promieniotwórczej. Energia przemiany pro- 


mieniotwórczej, zwi¹zana z wydzieleniem siê cz¹stki � 

z j¹der atomów 238 U, powoduje zarówno „odrzut” nowo 

powsta³ych izotopów (g³ównie 234 Th) z miejsc zajmowanych 

w sieci krystalicznej przez atomy wyjœciowe 238 U, 

jak równie¿ utlenianie U(IV) do U(VI) podczas radioaktywnego 

rozpadu 238 U poprzez 234 Th i 234 Pa do 234 U. 

W konsekwencji atomy 234 U s¹ s³abiej zwi¹zane w strukturze 

minera³ów ani¿eli atomy 238 U, ³atwiej zatem dyfunduj¹ 

ku powierzchni ziaren mineralnych i do spêkañ miêdzyziarnowych, 

a tak¿e s¹ ³atwiej ³ugowane przez wodê 

z warstwy powierzchniowej minera³ów (Kigashi, 1971; 

Fleischer, Raabe, 1978). W rezultacie wody s¹ bardziej 

wzbogacone w izotop 234 U w stosunku do 238 U, podczas 

gdy w ska³ach obserwuje siê proporcjê odwrotn¹. Odchylenia 

od stanu równowagi pomiêdzy izotopami 234 Ui 238 U 

zaznaczaj¹ siê zazwyczaj w wodach podziemnych i solankach 

oraz wodach powierzchniowych obszarów l¹dowych, 

gdzie stosunek aktywnoœci 234 U/ 238 U przybiera wartoœci 

od 1 do 8, natomiast w ska³ach jest znacznie mniejszy 

i mieœci siê w granicach od 0,2 do 1 (Skwarzec, 2002; 

Skwarzec i in., 2004). 

Uran zawarty w glebach, ska³ach i osadach ulega ³ugowaniu 

przez wodê i sp³ywa wraz z rzekami do mórz i oceanów, 

stanowi¹c wa¿ne Ÿród³o w œrodowisku morskim 

(Skwarzec, 1995). Równie¿ znaczne iloœci uranu opadaj¹ 

bezpoœrednio z atmosfery na powierzchnie mórz i oceanów 

w postaci drobin terygenicznych, powsta³ych w procesach 

erozji ska³ i resuspensji gleby (Skwarzec, 2002). 

W œrodowisku morskim uran wystêpuje na dwóch stopniach 

utleniania, jako U(IV) i U(VI), przy czym zwi¹zki 

chemiczne, w których pierwiastek ten wystêpuje w formie 

zredukowanej, s¹ nierozpuszczalne i w warunkach 

redukcyjnych nastêpuje wytr¹cenie autogenicznej zawiesiny 

zawieraj¹cej uran U(IV), która nastêpnie opada 

na dno akwenu. Z kolei uran w wodzie morskiej i rzecznej 

w formie utlenionej wystêpuje g³ównie w postaci rozpuszczalnych 

kompleksów wêglanowych [UO2(CO3)2] 2– 

i [UO2(CO3)3] 4– , które nie sorbuj¹ siê na zawiesinie i nie 

tworz¹ s³abo rozpuszczalnych po³¹czeñ z innymi sk³adnikami 

wody morskiej (Langmuir, 1978). 

Pluton ma cztery izotopy, z których trzy s¹ emiterami 

cz¹stek �: 238 Pu, 239 Pu i 240 Pu. Czwarty z izotopów 241 Pu 

jest emiterem cz¹stek � – i rozpada siê do bardzo radiotoksycznego 

241 Am, który jest emiterem promieniowania alfa. 

Pluton jest jednym z najwa¿niejszych pierwiastków 

z punktu widzenia ochrony radiologicznej, poniewa¿ jest 

115

pochodzenia sztucznego, jego radioizotopy maj¹ d³ugie 

czasy po³owicznego rozpadu i charakteryzuj¹ siê d³ugimi 

czasami biologicznymi pobytu w organizmach ¿ywych 

(Coughtrey i in., 1984; Browne, Firestone, 1986). Obecnie 

ponad 80% plutonu zawartego w œrodowisku przyrodniczym 

pochodzi z próbnych wybuchów j¹drowych. 

W wyniku przeprowadzenia w atmosferze 423 detonacji 

j¹drowych uwolniono 14,8 PBq (4550 kg) izotopów 

239+240 Pu, oko³o 315 TBq (0,5 kg) 238 Pu i 222 PBq (oko³o 

53 kg) 241 Pu, z czego 12,0 PBq (oko³o 3700 kg) uleg³o 

rozproszeniu w biocenozie (Hardy i in., 1973; Skwarzec, 

1995). Wa¿nym Ÿród³em plutonu, g³ównie w œrodowisku 

morskim, s¹ fabryki przerobu wypalonego paliwa j¹drowego. 

Niskoaktywne wycieki z tych fabryk zawieraj¹ 

pluton, którego czêœæ jest emitowana do œrodowiska. Z zak³adów 

przerobu paliwa j¹drowego w Sellafield (Wielka 

Brytania) wydosta³o siê do Morza Irlandzkiego do koñca 

1989 r. oko³o 0,6 PBq (185 kg) 239+240 Pu. Wycieki z fabryki 

przerobu wypalonego paliwa j¹drowego w Cap de la 

Hague (Francja) wprowadzi³y do kana³u La Manche w latach 

1962–1982 oko³o 2,6 TBq plutonu, z czego 1,7 TBq 

(0,53 kg) to izotopy 239 Pu i 240 Pu (Hermann i in., 1995; 

Leonard i in., 1999). Katastrofa w czarnobylskiej elektrowni 

atomowej spowodowa³a emisjê oko³o 61,5 TBq 

(18 kg) 239+240 Pu, 30 TBq (48 g) 238 Pu oraz 5 PBq 

(1,31 kg) 241 Pu (Skwarzec, 1995). Do Morza Ba³tyckiego 

pluton dostaje siê czterema drogami: z atmosfery (mokry 

i suchy opad), z okresowymi wlewami wód z Morza 

Pó³nocnego, ze sp³ywaj¹cymi rzekami oraz wskutek 

uwolnienia podczas po¿aru w elektrowni j¹drowej w Czarnobylu 

(Aarkrog, 1988). 

Rozpuszczalnoœæ zwi¹zków plutonu w wodzie morskiej 

jest niewielka, gdy¿ na skutek procesu hydrolizy powstaje 

bardzo s³abo rozpuszczalny dwutlenek plutonu 

w postaci PuO2·H2O. Obecnoœæ w wodzie morskiej rozpuszczonej 

materii organicznej (g³ównie w postaci kwasów 

humusowych i fulwowych) odgrywa podwójn¹ rolê: 

kompleksuj¹c¹ i redukuj¹c¹. Redukcja Pu(VI) do Pu(V) 

z udzia³em kwasów humusowych zachodzi szybko, natomiast 

redukcja Pu(V) do Pu(IV) przebiega znacznie wolniej 

(Choppin, Allard, 1985). W œrodowisku morskim 

z ca³kowitej iloœci plutonu tylko kilka procent pozostaje 

w roztworze, reszta zdeponowana jest w osadach, gdzie 

jego stê¿enie zale¿y od wielkoœci ziaren osadu i maleje 

wraz ze wzrostem wielkoœci ziaren od 0,037 do 2 mm 

(Coughtrey i in., 1984; Gasco i in., 2002). 

116 


5.3.2. Sp³yw radionuklidów ze zlewiska 


Morze Ba³tyckie nale¿y do najbardziej zanieczyszczonych 

akwenów na œwiecie. Na terenie jego zlewiska znajduj¹ 

siê liczne zak³ady i zag³êbia przemys³owe, du¿e obszary 

rolnicze oraz 7 czynnych elektrowni j¹drowych, 

w których pracuje 20 reaktorów (Sosnowy Bór w Rosji, 

Loviisa i Olkiluoto w Finlandii oraz Forsmark, Bärseback, 

Oskorshamn i Ringhals w Szwecji). Jest to bogate 

Ÿród³o zanieczyszczeñ przemys³owych, komunalnych, rolniczych 

(substancje biogenne) oraz radionuklidów (Skwarzec, 

1995). Ponadto Ba³tyk charakteryzuje siê wiêkszym 

dop³ywem wód s³odkich, który przewy¿sza parowanie, 

oraz zaznacza siê silny wp³yw dzia³alnoœci cz³owieka na 

obszarze jego zlewiska. Œredni czas rezydencji wód w Morzu 

Ba³tyckim oszacowano na okres 20 do 30 lat (Szefer, 

2002). Pozwala to na wiêksz¹ akumulacjê radionuklidów 

ni¿ w innych morzach Atlantyku. 

Zlewisko Morza Ba³tyckiego obejmuje powierzchniê 

ponad 1,75 mln km 2 i sp³ywa do niego prawie 250 rzek, 

których roczna objêtoœæ wód wynosi 446 km 3 (Szefer, 

2002). Rzekami sp³ywaj¹ do morza zarówno radionuklidy 

naturalne, jak i sztuczne. Znaczne iloœci, zw³aszcza antropogenicznych 

nuklidów 90 Sr, 137 Cs oraz 239+240 Pu, dostaj¹ 

siê do Ba³tyku wraz z corocznymi wlewami s³onych i dobrze 

natlenionych wód z Morza Pó³nocnego, które charakteryzuj¹ 

siê znacznie wiêkszym stê¿eniem wymienionych 

radionuklidów (Kershaw i in., 1995; Leonard i in., 1999). 

Tylko 4% rozpuszczonych radionuklidów pochodz¹cych 

z fabryki przerobu wypalonego paliwa j¹drowego w Sellafield 

i 8% z zak³adów w Cap de la Hague dostaje siê do 

cieœniny Kattegat, a zaledwie 1% iloœci izotopów z Sellafield 

dociera do Ba³tyku W³aœciwego (HELCOM, 1995). 

Ponadto oko³o 30% plutonu w tym rejonie pochodzi z fabryki 

przerobu paliwa j¹drowego w Sellafield, natomiast 

pozosta³e 70% z opadu globalnego (Holm, 1995). Ocenia 

siê, ¿e przez Cieœniny Duñskie do Ba³tyku dostaje siê corocznie 

nieco ponad 5 GBq 239+240 Pu (Skwarzec, 1995). 

Ca³kowit¹ iloœæ plutonu z opadu globalnego zdeponowanego 

w Ba³tyku szacuje siê na 16,5 TBq, z czego ponad 

90% znajduje siê w osadach dennych, oko³o 0,2 TBq zawarte 

jest w wodzie, a zaledwie kilka GBq – w organizmach 

morskich (Salo in., 1986; Holm, 1995). Rzeki wpadaj¹ce 

do Ba³tyku wnosz¹ rocznie oko³o 1,3–1,5 GBq 

239+240 Pu, natomiast wp³ywy wód z Morza Pó³nocnego

powoduj¹ wzrost zawartoœci plutonu, szczególnie w Cieœninach 

Duñskich i Basenie Bornholmskim. Bezpoœredni 

opad plutonu z atmosfery na powierzchniê Morza Ba³tyckiego 

jest mniej znacz¹cy i wynosi obecnie oko³o 1 GBq 

239+240 

Pu na rok (Skwarzec, 2002), natomiast w wyniku 

awarii w Czarnobylu do Morza Ba³tyckiego dosta³o siê 

oko³o 1,5 TBq 239+240 Pu (Holm, 1995). 

Czas przebywania plutonu w zlewniach rzek wp³ywaj¹cych 

do Morza Ba³tyckiego oszacowano na 10 3 –2·10 4 

lat. Jednym z wa¿niejszych procesów wp³ywaj¹cych na 

zawartoœæ plutonu w wodzie rzecznej jest jego sorpcja na 

cz¹stkach materii zawieszonej i koloidach oraz ich transport 

na dno (Alberts, Walhgreen, 1981). Œrednie stê¿enia 

90 137 

Sr i Cs w wodach rzek zlewiska Morza Ba³tyckiego 

przed 1986 r. zawiera³y siê w przedziale 3–5 Bq/m 3 , natomiast 

239+240 Pu w zakresie 3–4 mBq/m 3 . Bezpoœrednio po 

wybuchu czarnobylskim stê¿enia radiostrontu i plutonu 

nieznacznie wzros³y, natomiast gwa³townie zwiêkszy³o 

siê stê¿enie 137 Cs, zw³aszcza w wodach rzek uchodz¹cych 

do Zatoki Fiñskiej i Morza Botnickiego (HELCOM, 

1995). Od pocz¹tku lat 90. ubieg³ego wieku obserwujemy 

systematyczny spadek stê¿enia 137 Cs w rzekach ba³tyckich 

i powoli zbli¿a siê on do wartoœci typowej dla okresu 

sprzed awarii czarnobylskiej. Przyjmuj¹c aktualne œrednie 

wartoœci stê¿eñ omawianych radionuklidów w wysokoœci: 

3,5 Bq/m 3 dla 137 Cs, 4 Bq/m 3 dla 90 Sr oraz 

3 mBq/m 3 dla 239+240 Pu, mo¿na oszacowaæ ich roczny 

sp³yw ze zlewiska Morza Ba³tyckiego w wysokoœci: 

1,5 TBq dla 137 Cs, 1,8 TBq dla 90 Sr oraz 1,3 GBq dla 

239+240 

Pu (Salo i in., 1984; Skwarzec, 1995, 2009; Saxen, 

Ilus, 2000; Szefer, 2002). 

W odniesieniu do naturalnych pierwiastków promieniotwórczych, 

ich œrednie stê¿enia w rzekach sp³ywaj¹cych 

do Morza Ba³tyckiego mieszcz¹ siê w przedziale 

od 0,2 do 1,4 mg/m 3 dla uranu (co odpowiada aktywnoœci 

2,5–17,0 Bq/m 3 izotopów 234 Ui 238 U), 1–3 Bq/m 3 dla polonu 

210 Po oraz 0,5–2,0 Bq/m 3 dla radu 226 Ra (Andersson 

i in., 1998; Szefer, 2002; Skwarzec, 2009). Przyjmuj¹c 

aktualne œrednie wartoœci stê¿eñ wymienionych radionuklidów 

w wysokoœci: 1,5 Bq/m 3 dla 210 Po, 1 Bq/m 3 dla 

226 3 234 238 

Ra oraz 5 Bq/m dla ka¿dego z izotopów Ui U, 

dochodzimy do wniosku, ¿e ich roczny sp³yw ze zlewiska 

Morza Ba³tyckiego wynosi: 0,7 TBq dla 210 Po, 0,5 TBq 

dla 226 Ra oraz 4,5 TBq dla 234+238 U. Wyniki te potwierdzaj¹ 

wa¿n¹ rolê sp³ywu wód rzecznych jako Ÿród³a radionuklidów 

w Morzu Ba³tyckim. 


Obecnie corocznie do Ba³tyku z jego zlewiska sp³ywa 

oko³o 3,3 TBq sztucznych emiterów â – 90 Sr i 137 Cs, 5,7 TBq 

naturalnych radionuklidów polonu, radu i uranu oraz 

1,3 GBq antropogenicznych izotopów 239+240 Pu. Jeœli 

w przysz³oœci nie nast¹pi emisja do œrodowiska przyrodniczego 

ska¿eñ promieniotwórczych z nowych Ÿróde³, 

wówczas z biegiem lat udzia³ sk³adowej antropogenicznej 

w globalnym sp³ywie substancji radioaktywnych wodami 

rzecznymi do Morza Ba³tyckiego bêdzie mala³, natomiast 

sk³adowa naturalna bêdzie utrzymywaæ siê na podobnym 

poziomie. Mo¿na wiêc oczekiwaæ, ¿e w ci¹gu 

najbli¿szych 300 lat aktywnoœæ sztucznych radionuklidów 

90 Sr i 137 Cs w ekosystemie Ba³tyku zaniknie, natomiast 

pozostan¹ w nim izotopy plutonu 239+240 Pu, charakteryzuj¹ce 

siê d³ugimi czasami po³owicznego rozpadu 

(Skwarzec, 2009). 

5.3.3. Sp³yw radionuklidów z dorzeczy Wis³y, 

Odry i rzek Przymorza 

Ka¿dego roku prawie 60 tys. km 3 wody sp³ywa z obszaru 

Polski do Morza Ba³tyckiego. Z tej iloœci oko³o 

50% stanowi sp³yw z dorzecza Wis³y, 34% z dorzecza 

Odry i nieca³e 10% sp³ywa rzekami Pomorza (Makinia 

i in., 1996). Obszar ten charakteryzuje siê wysok¹ aktywnoœci¹ 

przemys³ow¹ i rolnicz¹, co powoduje, ¿e corocznie 

z dorzecza Wis³y i Odry sp³ywa oko³o 2,1 mln m 3 

œcieków przemys³owych, w których znajduje siê oko³o 

1,8 mln ton soli zawartych w wodach kopalnianych Górnego 

Œl¹ska (Cha³upnik, Lebecka, 1995). Sole te zawieraj¹ 

równie¿ znaczne iloœci naturalnych pierwiastków 

promieniotwórczych nale¿¹cych do szeregu uranowo-radowego 

( 238 U, 234 U, 226 Ra, 210 Pb i 210 Po) (Flues i in., 2002; 

Bem, 2005). Ponadto nawozy fosforowe stosowane w rolnictwie, 

a tak¿e fosfogipsy, stanowi¹ce odpad poprodukcyjny, 

zawieraj¹ du¿e iloœci polonu i uranu (Bory³o i in., 

2009). Obszary rolne stanowi¹ w Polsce ponad 50% powierzchni 

kraju (16,6 mln ha), a zu¿ycie nawozów fosforowych 

wynosi oko³o 3,1�� 5 ton (Skwarzec i in., 2010). 

Zawartoœæ 90 Sr i 137 Cs w sk³adnikach œrodowiska przyrodniczego 

Europy i Polski po awarii czarnobylskiej systematycznie 

maleje i jest to spowodowane zarówno radioaktywnym 

rozpadem obu radionuklidów, jak równie¿ 

ich przenikaniem w g³¹b profilu glebowego oraz sp³ywem 

wraz z wodami porowymi i rzecznymi do Morza Ba³tyckiego 

(Saxen, Ilus, 2000; Smith i in., 2000; Pietrzak-Flis 

117

i in., 2001). Dop³yw wód rzecznych ma istotny wp³yw na 

rozmieszczenie 90 Sr i 137 Cs w strefach brzegowych i ujœciowych 

po³udniowego Ba³tyku. Stê¿enie obu radionuklidów 

w wodach rzecznych w latach 90. ubieg³ego wieku 

by³o 10–20-krotnie ni¿sze w porównaniu do stê¿eñ 

w wodzie ba³tyckiej. W 1994 r. œrednia aktywnoœæ 137 Cs 

w wodach powierzchniowych dorzeczy Wis³y, Odry i rzek 

Przymorza wynosi³a odpowiednio: 6,8, 9,6 i 4,4 Bq/m 3 . 

Natomiast przeciêtne stê¿enie 90 Sr w wodzie wiœlanej 

w obszarze ujœciowym osi¹gnê³o wartoœæ 5,4 Bq/m 3 .Badania 

wykonane w latach 2005–2007 wskaza³y na spadek 

stê¿enia radionuklidów 90 Sr i 137 Cs w wodach dorzeczy 

Wis³y i Odry (tab. 5.7). Dop³yw l¹dowy radionuklidów 

w okresie 1994–2005 powodowa³ zmniejszenie aktywnoœci 

90 Sr i 137 Cs w strefie brzegowej, szczególnie w obszarze 

ujœciowym rzek, proporcjonalnie do obni¿aj¹cego siê zasolenia 

wód (IMGW, 1991–2004). 

Zawarte w powierzchniowej warstwie gleby radionuklidy 

90 Sr i 137 Cs ulegaj¹ czêœciowemu wyp³ukaniu i sp³ywaj¹ 

z obszaru dorzeczy rzek do po³udniowego Ba³tyku. 

Wielkoœæ ich sp³ywu zale¿y g³ównie od stê¿enia radiostrontu 

i radiocezu oraz chemicznego sk³adu gleb. Najwiêksze 

ich zawartoœci w glebie obserwowano w rejonach 

nale¿¹cych do dorzecza Odry (Katowickie, Opolskie, 

Wroc³awskie i Wa³brzyskie; Radiologiczny atlas 

Polski, 1992; Strzelecki i in., 1993). Na podstawie œredniorocznych 

przep³ywów wód Wis³y i Odry oszacowano 

aktualny sp³yw 90 Sr i 137 Cs z dorzeczy obu rzek w 2007 r. 

118 


Tabela 5.7 

Œrednie stê¿enie 90 Sr i 137 Cs w wodach dorzeczy Wis³y 

i Odry oraz ich sp³yw do po³udniowego Ba³tyku 

(Pietrzak-Flis i in., 2007) 

Dorzecze 

90 Sr 

[Bq/m 3 ] 

137 Cs 

2005 r. 2007 r. 2005 r. 2007 r. 

90 Sr 

137 Cs 

sp³yw w 2007 r. 

[GBq] 

Wis³y 4,3 3,0 2,2 1,8 100 60 

Odry 4,4 3,7 3,4 3,0 65 55 

(tab. 5.7). Ogó³em do po³udniowego Ba³tyku z obszaru 

dorzeczy Wis³y i Odry sp³ynê³o w 2007 r. oko³o 280 GBq 

obu radioizotopów. 

Badania sp³ywu radionuklidów polonu, uranu i plutonu 

z dorzeczy Wis³y, Odry i rzek Przymorza przeprowadzono 

w latach 2002–2004, a miejsca pobrania próbek 

pokazano na figurze 5.22. 

Dorzecze Wis³y. Œrednioroczne stê¿enia 210 Po, 238 U 

i 239+240 Pu w wodzie Wis³y i jej dop³ywów zosta³y zamieszczone 

w tabeli 5.8. Najwiêksze stê¿enia oznaczanych 

radionuklidów w wodach Wis³y wystêpuj¹ w Dêblinie 

(polon i pluton) oraz w Malborku (uran), natomiast 

najmniejsze – w Sandomierzu (pluton), Krakowie (uran, 

pluton) oraz Grudzi¹dzu (pluton). Spoœród dop³ywów 

Wis³y najwiêksze stê¿enia analizowanych radionuklidów 

wystêpuj¹ w Bzurze (polon), Bugu (uran) oraz Drwêcy 

(pluton), najmniejsze – w Drwêcy (polon), Brdzie (uran) 

oraz Bugu z Narwi¹ (pluton). 

Na podstawie szybkoœci przep³ywów wód Wis³y i jej 

dop³ywów obliczono roczny przep³yw polonu, uranu 

i plutonu w dorzeczu Wis³y (tab. 5.9). Roczny przep³yw 

210 Po w obu odnogach Wis³y (Leniwka i Nogat) wynosi 

71,57 GBq w Kiezmarku i 2,14 GBq w Malborku. Spoœród 

dop³ywów Wis³y najwiêkszym rocznym sp³ywem 210 Po 

charakteryzuje siê Bug z Narwi¹ (34,53 GBq). Z kolei najwiêkszy 

przep³yw 238 U wodami Wis³y zaobserwowano 

w Kiezmarku (222,8 GBq), najmniejszy zaœ w Krakowie 

(7,0 GBq). Wœród dop³ywów Wis³y maksymalny roczny 

przep³yw uranu stwierdzono w Bugu z Narwi¹ (50,7 GBq), 

minimalny w Brdzie (3,1 GBq). Oznacza to, ¿e roczny 

sp³yw uranu z dorzecza Wis³y jest prawie 6-krotnie wiêkszy 

w porównaniu ze sp³ywem polonu. Mo¿e to wskazywaæ 

na znaczny udzia³ sk³adowej antropogenicznej wynikaj¹cej 

z dzia³alnoœci cz³owieka (nawozy fosforowe w rolnictwie, 

spalanie wêgla, usuwanie wód kopalnianych) na 

wielkoœæ sp³ywu uranu z dorzecza Wis³y. W przypadku 

239+240 Pu najwiêkszy jego roczny przep³yw wodami Wis³y 

obliczono w Kiezmarku (86,0 MBq), najmniejszy w Malborku 

(2,90 MBq). Spoœród dop³ywów Wis³y sp³yw plutonu 

górskim Sanem by³ najwiêkszy (42,7 MBq), a najmniejszy 

Nid¹ (2,30 MBq). Ca³kowity roczny sp³yw 

239+240 Pu z dorzecza Wis³y do Morza Ba³tyckiego osi¹ga 

wartoœæ 89 MBq. Z up³ywem czasu, zw³aszcza od wybuchu 

w elektrowni j¹drowej w Czarnobylu, sp³yw tego 

pierwiastka wodami Wis³y ulega zmniejszeniu. Podobne 

oszacowania wykonane w 1989 r. da³y roczny sp³yw

239+240 Pu z wodami Wis³y do Zatoki Gdañskiej w wysokoœci 

192 MBq (Skwarzec, Bojanowski, 1992). Oznacza to, ¿e 

w ci¹gu oko³o 15 lat sp³yw plutonu z dorzecza Wis³y 

zmniejszy³ siê prawie dwukrotnie. 

Na podstawie powierzchni zlewni dop³ywów Wis³y 

obliczono roczne sp³ywy radionuklidów polonu, uranu 

i plutonu przypadaj¹ce na 1 km 2 ich area³ów (fig. 5.23). 

Roczne powierzchniowe sp³ywy polonu i uranu ze zlewni 

Wis³y by³y najwiêksze w górskim dop³ywie – Dunajcu 

(1720 kBq/km 2 dla 210 Po i 2330 kBq/km 2 dla 238 U), 

najmniejsze zaœ w nizinnym dop³ywie – Narwi 

(150 kBq/km 2 dla 210 Po i 430 kBq/km 2 dla 238 U). Najwa¿niejszymi 

Ÿród³ami polonu w górskich dop³ywach dorzecza 

Wis³y s¹ erozja materia³u skalnego, jego ³ugowanie 

z gleby oraz mokry i suchy opad atmosferyczny (Skwarzec, 

2002). Podobnie jest w przypadku antropogeniczne- 


Fig. 5.22. Miejsca pobrania próbek wody rzecznej 

(Skwarzec, 2009) 

go 239+240 Pu, którego najwiêksze powierzchniowe sp³ywy 

wystêpuj¹ w dop³ywach górskich: Sanie (2553 kBq/km 2 ) 

i Dunajcu (1994 kBq/km 2 ), najmniejsze zaœ w dop³ywach 

nizinnych: Bugu z Narwi¹ (220 kBq/km 2 ) oraz 

Narwi (337 kBq/km 2 ) (Skwarzec, Jahnz, 2007; Skwarzec, 

2009). 

Dorzecze Odry. Œrednioroczne stê¿enia 210 Po, 238 U 

i 239+240 Pu w próbkach wody pobranych z Odry i jej 

dop³ywów zamieszczono w tabeli 5.10. Wzd³u¿ Odry 

najwiêksze wartoœci stê¿eñ 210 Po, 238 Ui 239+240 Pu wystêpuj¹ 

w S³ubicach (polon), G³ogowie (uran) i Cha³upkach 

(pluton), najmniejsze w G³ogowie (polon), Cha- 

³upkach (uran) i Widuchowej (pluton). Spoœród dop³ywów 

Odry maksymalne stê¿enia 210 Po, 238 Ui 239+240 Pu 

zanotowano w Nysie £u¿yckiej, Bystrzycy, Ma³ej Panwi 

oraz Baryczy. 

119

Na podstawie przep³ywów wody w Odrze i jej dop³ywach 

obliczono roczny przep³yw polonu, uranu i plutonu 

w dorzeczu Odry (tab. 5.11). Roczny przep³yw 210 Po wodami 

Odry by³ najwiêkszy w Gozdowicach, natomiast najmniejszy 

w Cha³upkach. Spoœród dop³ywów Odry Warta 

charakteryzuje siê najwiêkszym przep³ywem polonu. Najwiêkszy 

roczny przep³yw 238 U wodami Odry obliczono 

120 


Tabela 5.8 

Œrednioroczne stê¿enia 210 Po, 238 Ui 239+240 Pu w wodach 

Wis³y i jej dop³ywów (Skwarzec, 2009) 

Miejsce 

pobrania 

210 Po 

[Bq/m 3 ] 

Wis³a 

238 U 239+240Pu 

[mBq/m 3 ] 

Kraków 2,00 ±0,03 5,25 ±0,22 2,23 ±0,41 

Sandomierz 1,94 ±0,03 5,38 ±0,17 3,54 ±0,52 

Dêblin 3,21 ±0,04 5,36 ±0,14 4,95 ±0,75 

Warszawa 2,81 ±0,04 6,70 ±0,25 3,62 ±0,55 

Toruñ 2,21 ±0,05 6,37 ±0,23 3,40 ±0,76 

Grudzi¹dz 2,35 ±0,04 7,44 ±0,26 2,22 ±0,40 

Malbork 3,17 ±0,05 11,49 ±0,21 4,32 ±0,54 

Kiezmark 2,33 ±0,04 8,43 ±0,20 3,08 ±0,54 

Dop³ywy Wis³y 

Nida 2,85 ±0,03 7,57 ±0,24 4,87 ±2,78 

Dunajec 2,24 ±0,05 4,62 ±0,14 3,31 ±0,85 

San 2,49 ±0,04 6,37 ±0,18 8,83 ±2,98 

Wieprz 4,91 ±0,05 6,71 ±0,19 6,27 ±1,17 

Pilica 4,32 ±0,03 6,30 ±0,17 8,44 ±1,74 

Narew 3,44 ±0,04 8,28 ±0,31 6,92 ±1,04 

Bug 3,65 ±0,03 10,31 ±0,19 5,90 ±1,26 

Bug z Narwi¹ 4,23 ±0,04 9,43 ±0,18 3,16 ±0,67 

Drwêca 2,15 ±0,04 6,97 ±0,17 10,33 ±1,69 

Brda 2,33 ±0,04 3,83 ±0,10 7,99 ±2,47 

Bzura 6,03 ±0,03 9,83 ±0,37 5,81 ±1,46 

Tabela 5.9 

Roczny przep³yw 210 Po, 238 U oraz 239+240 Pu w dorzeczu 

Wis³y (Skwarzec, 2009) 

Miejsce 

pobrania 

210 Po 

[GBq] 

Wis³a 

238 U 239+240Pu 

[MBq] 

Kraków 3,60 7,0 4,20 

Sandomierz 16,45 45,3 34,50 

Dêblin 52,51 65,4 83,30 

Warszawa 41,95 96,8 44,10 

Toruñ 58,30 142,8 70,70 

Grudzi¹dz 61,92 182,6 61,30 

Malbork 2,14 7,8 2,90 

Kiezmark 71,57 222,8 86,00 

Dop³ywy Wis³y 

Nida 1,43 3,4 2,30 

Dunajec 11,70 15,9 13,60 

San 10,69 26,7 42,70 

Wieprz 5,89 6,5 7,24 

Pilica 5,48 8,5 12,70 

Narew 11,32 32,1 25,30 

Bug 13,71 50,7 19,70 

Bug z Narwi¹ 34,53 81,2 25,20 

Drwêca 1,97 5,9 9,51 

Brda 1,84 3,1 6,47 

Bzura 3,26 6,2 2,99 

w Widuchowej, najmniejszy zaœ w Cha³upkach. Z kolei 

najwiêkszy przep³yw 239+240 Pu w g³ównym nurcie Odry 

odnotowano w Gozdowicach, najni¿szy w Cha³upkach. 

Wœród dop³ywów Odry maksymalnym sp³ywem plutonu 

charakteryzuje siê Warta, a minimalnym Barycz. 

Na podstawie powierzchni dop³ywów Odry obliczono 

sp³yw radionuklidów polonu, uranu i plutonu w przeli-

czeniu na 1 km 2 area³u zlewni (fig. 5.23). Roczne sp³ywy 

powierzchniowe 210 Po s¹ najwiêksze w dop³ywach górskich: 

Nysie £u¿yckiej (245 kBq/km 2 ) i Nysie K³odzkiej 

(229 kBq/km 2 ), najmniejsze zaœ w Baryczy 

(8 kBq/km 2 ). W przypadku uranu szczególnie wysoki 

powierzchniowy sp³yw 238 U zaobserwowano w Bystrzycy 

(5244 kBq/km 2 ), natomiast najmniejszy w Ma³ej Panwi 

(126 kBq/km 2 ). Bardzo du¿y sp³yw uranu ze zlewni 

Bystrzycy, kilkakrotnie wiêkszy w porównaniu z pozo- 


Fig. 5.23. Roczny powierzchniowy sp³yw polonu, uranu i plutonu z dorzeczy Wis³y i Odry (Skwarzec, 2009) 

sta³ymi dop³ywami, jest wynikiem procesów wietrzenia 

i erozji ska³ sudeckich, które zawieraj¹ podwy¿szone naturalne 

stê¿enia uranu i radu (Bem, 2005). W odniesieniu 

do 239+240 Pu, maksymalny roczny powierzchniowy sp³yw 

wystêpuje w Bobrze (1230 Bq/km 2 ), minimalny zaœ w Baryczy 

(67 Bq/km 2 ). 

Rzeki Przymorza. Œrednie zawartoœci polonu, uranu 

i plutonu w wodach trzech najwa¿niejszych rzek Przymorza 

zamieszczono w tabeli 5.12. Obliczone na tej podsta- 

121

wie roczne sp³ywy radionuklidów z rzek Przymorza wynios³y 

dla 210 Po 0,72–3,48 GBq, dla 238 U 1,64–3,84 GBq 

oraz dla 239+240 Pu 0,64–7,20 MBq (Skwarzec, 2009). 

Rad 226 Ra w rzekach Polski. Rzeki w Polsce zawieraj¹ 

niewielkie iloœci 226 Ra, a stê¿enie tego radionuklidu 

zawiera siê w granicach od 0,50 do 56,9 Bq/m 3 , jednak 

dla wiêkszoœci rzek nie przekracza wartoœci 2 Bq/m 3 

(Wardaszko i in., 2001). Najwy¿sze wartoœci obserwowano 

w górnej Wiœle i s¹ one zwi¹zane z odprowadzaniem 

do tej rzeki (poprzez osadniki i mniejsze cieki wodne) 

wód do³owych z kopalñ wêgla kamiennego na Górnym 

Œl¹sku (Cha³upnik i in., 2001). W Górnoœl¹skim Zag³êbiu 

Wêglowym wystêpuje jedna z najwiêkszych w œwiecie 

anomalii radiohydrogeologicznych, zarówno co do stê¿enia 

122 


Tabela 5.10 

Œrednioroczne stê¿enia 210 Po, 238 Ui 239+240 Pu 

w dorzeczu Odry (Skwarzec, 2009) 

Miejsce 

pobrania 

210 Po 

[Bq/m 3 ] 

Odra 

238 U 239+240Pu 

[mBq/m 3 ] 

Cha³upki 2,00 ±0,05 3,91 ±0,12 4,59 ±0,89 

G³ogów 1,46 ±0,06 11,11 ±0,32 2,85 ±0,65 

S³ubice 2,39 ±0,05 10,05 ±0,31 3,41 ±0,86 

Gozdowice 1,89 ±0,05 7,55 ±0,23 3,54 ±0,69 

Widuchowa 1,65 ±0,05 8,45 ±0,27 1,99 ±0,47 

Dop³ywy Odry 

Ma³a Panew 1,99 ±0,05 1,94 ±0,06 2,18 ±0,45 

Nysa K³odzka 2,96 ±0,06 10,73 ±0,24 4,32 ±0,66 

Bystrzyca 3,39 ±0,06 68,24 ±1,42 2,78 ±0,47 

Barycz 1,02 ±0,06 6,85 ±0,21 1,62 ±0,46 

Bóbr 1,88 ±0,06 5,23 ±0,16 7,27 ±1,39 

Nysa £u¿ycka 3,64 ±0,07 3,35 ±0,07 3,99 ±0,55 

Warta 1,85 ±0,05 6,02 ±0,29 2,73 ±0,86 

Noteæ 1,48 ±0,06 6,06 ±0,22 3,48 ±0,72 

Roczny przep³yw 210 Po, 238 U oraz 239+240 Pu 

w dorzeczu Odry (Skwarzec, 2009) 

Miejsce 

pobrania 

210 Po 

[GBq] 

Odra 

Tabela 5.11 

238 U 239+240Pu 

[MBq] 

Cha³upki 1,20 4,99 15,41 

G³ogów 3,75 51,88 17,32 

S³ubice 8,91 78,14 26,64 

Gozdowice 14,76 100,08 45,86 

Widuchowa 13,11 107,00 23,01 

Dop³ywy Odry 

Ma³a Panew 0,15 0,27 0,48 

Nysa K³odzka 1,05 6,65 3,16 

Bystrzyca 0,22 9,27 0,46 

Barycz 0,04 2,05 0,37 

Bóbr 0,85 5,25 7,23 

Nysa £u¿ycka 1,05 1,47 1,95 

Warta 6,25 26,99 12,10 

Noteæ 2,22 11,06 5,92 

Rzeka 

Œrednie stê¿enie 210 Po, 238 Ui 239+240 Pu 

w rzekach Przymorza 


210 Po 

[Bq/m 3 ] 

Tabela 5.12 

238 U 239+240Pu 

[mBq/m 3 ] 

Rega 3,82 ±0,24 8,97 ±0,52 3,38 ±0,98 

Parsêta 5,50 ±0,33 6,19 ±0,30 11,58 ±0,49 

S³upia 4,84 ±0,21 5,10 ±0,29 3,90 ±1,08

adu, jak i natê¿enia wyp³ywu wód promieniotwórczych. 

W s³onych wodach wys¹czaj¹cych siê z górotworu kopalñ 

Górnego Œl¹ska stê¿enie izotopów radu jest znacznie wy¿sze 

ni¿ w wodach rzecznych i maksymalnie osi¹ga 

420 kBq/m 3 , w tym 390 kBq/m 3226 Ra oraz 30 kBq/m 3 228 Ra 

i 224 Ra (Lebecka i in., 1986; Cha³upnik, Lebecka, 1995; 

Pociask-Karteczka i in., 2001). Równie¿ wiêksze stê¿enia 

226 Ra, przekraczaj¹ce wartoœæ 3 Bq/m 3 , obserwowano 

w rzekach obszarów rolniczych (np. Warta); zwi¹zane 

by³y z wymywaniem radu z wysiewanych nawozów fosforowych. 

Na podstawie œredniej zawartoœci 226 Rawwodach 

rzek Polski (1 Bq/m 3 ) oraz œredniorocznego sp³ywu 

wód rzecznych z dorzecza Wis³y, Odry i rzek Przymorza, 

oszacowano roczny sp³yw tego radionuklidu do Morza 

Ba³tyckiego w wysokoœci 60 GBq. 

* 

Zlewnie Wis³y, Odry i rzek Przymorza s¹ wa¿nym 

Ÿród³em polonu, radu, uranu i plutonu w po³udniowym 

Ba³tyku (tab. 5.13). Z dorzecza Wis³y 97% radionuklidów 

sp³ywa do Zatoki Gdañskiej, a 3% do Zalewu Wiœlanego. 

G³ównym Ÿródem radionuklidów w œrodowisku l¹dowym 

i wodnym Polski s¹: suchy i mokry opad atmosferyczny, 

zawieraj¹cy materia³ terygeniczny, cz¹stki pochodz¹ce 

z procesu wietrzenia ska³ ( 210 Po, 238 U), jak równie¿ 

radioaktywne cz¹stki pochodz¹ce z wybuchów j¹drowych 

w atmosferze (ogólny radioaktywny opad atmosferyczny) 

i awarii w czarnobylskiej elektrowni atomowej 


Tabela 5.13 

Roczny sp³yw 210 Po, 234 U, 238 U, 238 Pu i 239+240 Pu z dorzeczy 

Wis³y, Odry i rzek Przymorza do Morza Ba³tyckiego 


Radionuklid Dorzecze 

Wis³y 

Dorzecze 

Odry 

Rzeki 

Przymorza Ogó³em 

210 Po [GBq] 73,70 14,76 6,00 94,46 

234 U [GBq] 276,80 126,29 8,24 411,33 

238 

U [GBq] 230,60 100,80 7,36 338,76 

U ogó³em [t] 18,80 8,19 0,60 27,59 

238 

Pu [MBq] 10,13 9,51 2,60 22,24 

239+240 

Pu [MBq] 82,50 45,86 9,28 137,64 

( 90 Sr, 137 Cs, 239+240 Pu). Dodatkowym Ÿród³em znacznych 

iloœci polonu i uranu w œrodowisku przyrodniczym jest 

intensywne spalanie wêgla (ok. 100 mln ton) (Niewiadomski 

i in., 1988; Nowina-Konopka, 1993). Zawartoœæ 

pierwiastków ciê¿kich i radionuklidów (np. 238 U, 226 Ra, 

210 Po, 210 Pb) w wêglu kamiennym wynosi poni¿ej 0,1% 

jego masy i w trakcie spalania znaczna ich czêœæ emitowana 

jest do atmosfery w postaci gazowej lub py³ów odlotowych, 

a pozosta³a czêœæ lokuje siê w popiele (Nakaoka 

i in.,1984; Flues i in., 2002; Bem, 2005). W py³ach atmosferycznych 

powsta³ych w trakcie spalania wêgla 

znajduje siê oko³o 1700 Bq/kg 210 Po oraz 200 Bq/kg 238 U 

(Baxter, 1996). 

Sp³yw uranu i radu z obszarów rzecznych jest wzbogacony 

dzia³alnoœci¹ cz³owieka, g³ównie w rolnictwie (stosowanie 

nawozów fosforowych) oraz przemyœle ciê¿kim 

(hutnictwo i górnictwo) poprzez odprowadzanie do rzek 

wód pohutniczych i kopalnianych. Ska³y fosforytowe 

u¿ywane do produkcji nawozów fosforowych s¹ wzbogacone 

w radionuklidy polonu, uranu oraz radu (Bolivar 

i in., 1995; Cha³upnik i in., 2001; Bem, 2005). W trakcie 

produkcji nawozów fosforowych oko³o 10% 226 Ra, 20% 

uranu i 85% 210 Po przechodzi do odpadów fosfogipsowych 

(Carvalho i in., 2007). W s¹siedztwie fabryk nawozów fosforowych 

w Gdañsku (ujœcie Wis³y) i Policach (ujœcie Odry) 

stê¿enia uranu i polonu s¹ du¿o wy¿sze w porównaniu 

z obszarami nieska¿onymi (Bory³o i in., 2009; Skwarzec 

i in., 2010). W konsekwencji stê¿enie uranu w wodzie ujœcia 

Wis³y jest znacznie wiêksze ni¿ ekstrapolowana wartoœæ 

otrzymana z zale¿noœci stê¿enia tego pierwiastka od 

zasolenia wody ba³tyckiej. Œwiadczy to o udziale sk³adowej 

antropogenicznej w wodach rzecznych sp³ywaj¹cych 

do po³udniowego Ba³tyku (Skwarzec, 1995). 

Ró¿nice w sp³ywie plutonu z dorzeczy Wis³y, Odry 

i rzek Przymorza mog¹ równie¿ wynikaæ z odmiennej jego 

zawartoœci w powierzchniowych warstwach gleby 

oraz osadach rzecznych. Stê¿enie 239+240 Pu w osadach 

rzecznych pobranych w 2007 r. by³o najmniejsze w Warszawie 

(Wis³a) – 4,8 mBq/kg, a najwiêksze w Cha³upkach 

(Odra) – 151 mBq/kg. Œrednie stê¿enie plutonu 

w osadach rzecznych dorzecza Odry jest prawie dwukrotnie 

wiêksze ni¿ w dorzeczu Wis³y. Ponadto oko³o 30% 

plutonu zawartego w osadach dennych pobranych w Pu³tusku 

(Narew) i Cha³upkach (Odra) jest pochodzenia czarnobylskiego 

(Pietrzak-Flis i in., 2007). 

123

124 

Dodatek 1 

S³ownik terminów i pojêæ 

(do rozdzia³ów 5.3 i 10) 

Bogdan Skwarzec 

Uniwersytet Gdañski, Wydzia³ Chemii 

ul. Sobieskiego 18/19, 80-952 Gdañsk, 

e-mail: bosk@chem.univ.gda.pl 

Aktywnoœæ – liczba rozpadów promieniotwórczych 

zachodz¹cych w jednostce czasu. Jednostk¹ aktywnoœci 

w uk³adzie SI jest bekerel (1 Bq to rozpad na 

sekundê). 

BCF (bioconcentration factor) – wspó³czynnik nagromadzania, 

definiowany jako iloraz stê¿enia nuklidu 

w organizmie (Bq/kg m.m.) do jego stê¿enia w wodzie 

(Bq/dm 3 ). 

Dawka skuteczna – suma dawek od nara¿enie zewnêtrznego 

i wewnêtrznego we wszystkich narz¹dach 

i tkankach z uwzglêdnieniem odpowiednich 

wspó³czynników wagowych promieniowania jonizuj¹cego 

i tkanek. Jednostk¹ dawki skutecznej 

w uk³adzie SI jest siwert (Sv). 

DC (distribution coefficient) – wspó³czynnik wzbogacenia, 

definiowany jako iloraz stê¿enia nuklidu 

w materii zawieszonej (Bq/kg m.m.) do jego stê¿enia 

form rozpuszczalnych w wodzie (Bq/dm 3 ). 

m.m. – masa mokra. 

Ochrona radiologiczna – ca³oœæ zagadnieñ zwi¹zanych 

z ochron¹ ludzi i œrodowiska przed szkodliwym 

dzia³aniem promieniowania jonizuj¹cego. 


Pierwiastek promieniotwórczy – pierwiastek chemiczny, 

którego przynajmniej jeden z izotopów jest promieniotwórczy. 

Promieniotwórczoœæ (radioaktywnoœæ) – zdolnoœæ do 

wysy³ania promieniowania jonizuj¹cego (�, �, �). 

Rozpad promieniotwórczy (radioaktywny) – samorzutna 

przemiana j¹der jednego radionuklidu w j¹dro 

innego z równoczesn¹ emisj¹ cz¹stek korpuskularnych 

(� lub �) i niekiedy towarzysz¹cego im promieniowania 

elektromagnetycznego �. 

Równowaga promieniotwórcza – stan stacjonarny, 

w którym w jednostce czasu powstaje tyle j¹der nuklidu 

bêd¹cego produktem rozpadu, ile ulega rozpadowi. 

s.m. – sucha masa. 

T – okres pó³rozpadu (okres po³owicznego zaniku) – 

czas, po którym liczba atomów promieniotwórczych 

danego radionuklidu spadnie w wyniku rozpadu 

promieniotwórczego do po³owy. 

TF (transfer factor) – wspó³czynnik przenoszenia, definiowany 

jako iloraz stê¿enia nuklidu w konsumencie 

(Bq/kg m.m.) do jego stê¿enia w po¿ywieniu 

(Bq/dm 3 ).

Naturalna migracja wg³êbnych wêglowodorów p³ynnych i gazowych w osady denne i wody 

5.4. Naturalna migracja wg³êbnych wêglowodorów p³ynnych i gazowych 

w osady denne i wody 

W polskiej strefie ekonomicznej Morza Ba³tyckiego 

stwierdzono obecnoœæ wêglowodorów p³ynnych i gazowych 

migruj¹cych wspó³czeœnie w osady i wody denne 

z istniej¹cych w pod³o¿u z³ó¿ wêglowodorów oraz ska³ ropo- 

i gazonoœnych. Okreœlono je jako substancje geogeniczne, 

których powstanie, sk³ad chemiczny i w³aœciwoœci 

fizyczne stanowi¹ rezultat naturalnych procesów geologicznych, 

w przeciwieñstwie do powszechnie znanych ska- 

¿eñ antropogenicznych. Oprócz wêglowodorów wystêpuj¹ 

tu równie¿ zmineralizowane solanki zawieraj¹ce ró¿ne 

szkodliwe metale ciê¿kie, wody termalne i siarkowodór. 

Z dotychczasowych wg³êbnych regionalnych badañ 

geologicznych przeprowadzonych w skrajnie pó³nocnej 

Polsce przez Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy 

Instytut Badawczy oraz prac poszukiwawczych prowadzonych 

na morzu przez Petrobaltic S.A. wynika, ¿e 

w pod³o¿u polskiej strefy ekonomicznej Ba³tyku wystêpuj¹ 

kompleksy litologiczne mog¹ce byæ Ÿród³em szkodliwych 

substancji geogenicznych. Do kompleksów tych nale¿¹: 

– czarne ³upki zawieraj¹ce pierwiastki promieniotwórcze 

i metale ciê¿kie (kambr, ordowik); 

– ska³y zbiornikowe dla wêglowodorów zawieraj¹ce 

obok odkrytych i nie odkrytych z³ó¿ ropy i/lub gazu 

ziemnego dwutlenek wêgla, siarkowodór i metan 

(kambr œrodkowy, karbon, czerwony sp¹gowiec, 

cechsztyn); 

– wulkanity bêd¹ce Ÿród³em wzbogacenia wód termalnych 

w siarczki, metale ciê¿kie (w tym rtêæ rodzim¹) 

oraz anomalnie wysokie koncentracje gazów: wodoru, 

azotu oraz tlenku i dwutlenku wêgla (czerwony 

sp¹gowiec); 

– ewaporaty bêd¹ce Ÿród³em stê¿onych ³ugów solnych 

(cechsztyn); 

– ska³y zbiornikowe wód wysokozmineralizowanych 

i termalnych (kambr, dewon, karbon, czerwony 

sp¹gowiec, cechsztyn, pstry piaskowiec, jura dolna 

i górna, kreda dolna). 

G³ównymi drogami migracji substancji geogenicznych, 

w tym wêglowodorów, na powierzchniê dna akwenu s¹ 

strefy dyslokacyjne i obszary wyklinowañ kompleksów 

osadowych zawieraj¹cych te substancje. 

Polski i miêdzynarodowy dorobek w zakresie badañ 

geochemicznych osadów po³udniowego Ba³tyku pod 

k¹tem analizy ska¿eñ geogenicznych i poszukiwañ naftowych 

jest bardzo skromny. W zachodni¹ czêœæ polskiej 

strefy ekonomicznej na Ba³tyku siêgn¹³ niemiecki program 

SASO (blok Wolina). Program ten nie zajmowa³ siê 

geogenicznymi ska¿eniami niemieckiej czêœci morza (ani 

¿adnymi innymi), ale zawiera³ elementy mog¹ce pos³u- 

¿yæ do ich oceny (Schlüter i in., 1997). W skrajnie zachodniej 

czêœci Ba³tyku, w Zatoce Eckenfoerde (niewielka 

odnoga Zatoki Kiloñskiej), prowadzono badania struktur 

typu pockmarks wystêpuj¹cych na powierzchni osadów 

dennych. Dowiedziono, ¿e powsta³y one na skutek 

podmorskich wyp³ywów artezyjskich wód s³odkich. Wody 

te pochodz¹ z kenozoicznych zbiorników wód podziemnych 

(Khandriche, Werner 1995). Wspomniane badania 

kontynuowano w ramach miêdzynarodowego programu 

Sub-GATE, obejmuj¹cego ponadto wybrane rejony 

Skagerraku i Morza Irlandzkiego. Omówienie problematyki 

uskoków jako dróg migracji substancji geogenicznych 

do wód Morza Ba³tyckiego zawieraj¹ prace Jurgensa 

i innych (2000) oraz Kvenvolden i Coopera (2003). 

W tym czasie nie prowadzono badañ poœwiêconych 

ska¿eniom œrodowiska Morza Ba³tyckiego substancjami 

szkodliwymi, pochodz¹cymi z wg³êbnych (przedkenozoicznych) 

struktur geologicznych. Istnienie naturalnych 

substancji szkodliwych dla œrodowiska i odznaczaj¹cych 

siê proweniencj¹ geologiczn¹ wprawdzie nie by³o kwestionowane, 

ale tak¿e nie zosta³o uwzglêdnione w œrodowiskowych 

ocenach po³udniowej czêœci Morza Ba³tyckiego. 

W latach 1999–2001 przedsiêbiorstwo Petrobaltic S.A. 

w ramach prac poszukiwawczych wykona³o lokalne badania 

geochemiczne na bloku £eby. W wyniku tych prac 

uzyskano bezpoœrednie dowody czynnej roli uskoków 

w przewodzeniu substancji szkodliwych dla œrodowiska, 

a jednoczeœnie pochodz¹cych z wg³êbnych struktur geologicznych 

w polskiej strefie ekonomicznej Morza Ba³tyckiego 

(Jaworowski i in., 2001; Strzetelski i in., 2004). 

Prze³omem w badaniach sta³a siê realizacja tematu 

„Badania geochemiczne osadów po³udniowego Ba³tyku 

pod k¹tem analizy ska¿eñ geogenicznych i poszukiwañ 

125

naftowych”, zrealizowanego w latach 2005–2008 (Anolik, 

Karczewska, red., 2008; Jaworowski, Wagner, red., 

2008). W trakcie tych badañ stwierdzono, ¿e wzd³u¿ stref 

dyslokacyjnych dochodzi do wstêpuj¹cej migracji wêglowodorów 

p³ynnych i gazowych oraz p³ynów i gazów niewêglowodorowych, 

w tym toksycznego siarkowodoru, 

a ponadto roztworów zawieraj¹cych metale ciê¿kie. Towarzysz¹ca 

strefom uskokowym anomalna obecnoœæ wêglowodorów 

p³ynnych i gazowych zosta³a rozpoznana 

w osadach i wodach dennych w miejscach wykluczaj¹cych 

zwi¹zek tych substancji z dzia³alnoœci¹ cz³owieka. 

Wspomniane anomalie wêglowodorowe s¹ wiêc pochodzenia 

naturalnego i stanowi¹ niezbity dowód obecnoœci 

szkodliwych dla œrodowiska substancji geogenicznych 

(Jaworowski i in., 2010). 

Poszukiwawcze badania naftowe dostarczy³y tak¿e 

materia³ów do oceny mo¿liwoœci dróg migracji poprzez 

strefy wyklinowañ kompleksów osadowych (Anolik, 

Karczewska, red., 2008). Poniewa¿ w innych czêœciach 

akwenu Morza Ba³tyckiego nie by³y prowadzone specjalistyczne 

badania tego typu, polska strefa ekonomiczna 

mo¿e stanowiæ poligon badawczy do oceny wystêpowania 

tego zjawiska i jego skali. Z ca³¹ pewnoœci¹ wnioski 

zdefiniowane na tym obszarze mog¹ byæ typowe dla 

ca³ego akwenu. 

5.4.1. Migracja wêglowodorów wg³êbnych 

przez strefy dyslokacyjne 

G³ównymi drogami migracji wêglowodorów p³ynnych 

i gazowych, pochodz¹cych z wg³êbnych struktur geologicznych, 

s¹ nieci¹g³e deformacje tektoniczne, tj. strefy 

dyslokacyjne (uskokowe), i zwi¹zane z nimi systemy 

szczelin. Wystêpuj¹ce w polskiej strefie ekonomicznej 

Morza Ba³tyckiego g³ówne uskoki mog¹ce byæ drogami 

migracji substancji geogenicznych zosta³y zaznaczone na 

szkicu strukturalno-tektonicznym po³udniowego Ba³tyku 

(fig. 5.24). 

Na obszarze kratonu wschodnioeuropejskiego g³ówne 

strefy uskokowe, g³êboko zakorzenione – Dar³owa, Ustki, 

£eby, Smo³dzina, Karwi, KuŸnicy i Sambii – by³y aktywne 

we wczesnym paleozoiku, czêœciowo jako uskoki 

synsedymentacyjne, a tak¿e w póŸnym paleozoiku (karbon–perm) 

(fig. 5.25). W tym czasie powsta³y bloki tektoniczne 

wystêpuj¹ce w kratonicznej czêœci akwenu: 

Dar³owa, Ustki, S³upska, Smo³dzina, £eby, ¯arnowca, 

126 


Rozewia, Kurlandii i Gdañska. Wymienione strefy uskokowe 

zosta³y odnowione w procesach inwersyjnych niecki 

œrodkowopolskiej na pograniczu kredy i paleogenu 

i wszystkie dochodz¹ do powierzchni podkenozoicznej 

lub siêgaj¹ nawet do wspó³czesnych osadów dennych. 

Uskoki te powsta³y wiêc w wyniku wielokrotnych odnowieñ 

i aktywacji du¿ych stref nieci¹g³oœci wystêpuj¹cych 

w pod³o¿u krystalicznym. Pogl¹d ten potwierdzaj¹ obserwacje 

z l¹dowej czêœci syneklizy peryba³tyckiej, gdzie 

wielkie strefy kontaktu ró¿nowiekowych kompleksów 

krystalicznych manifestowa³y aktywnoœæ w póŸniejszych 

epokach geologicznych. 

W przypadku kratonu wschodnioeuropejskiego wielokrotnie 

odnawiane uskoki s¹ bardzo wa¿nymi, potencjalnymi 

drogami migracji substancji geogenicznych. 

Dziêki tym uskokom szkodliwe dla œrodowiska wêglowodory 

mog¹ dotrzeæ do osadów i wód dennych Ba³tyku. 

Na obszarze kratonu uskoki penetruj¹ bardzo grub¹ 

i ci¹g³¹ pokrywê i³owców i mu³owców syluru, w po- 

³udniowej czêœci tak¿e ewaporaty cechsztynu, które stanowi¹ 

potê¿ne kompleksy ska³ uszczelniaj¹cych starsze 

utwory i uniemo¿liwiaj¹ migracjê roztworów wzd³u¿ 

granic kompleksów osadowych dolnego paleozoiku. 

W zachodniej czêœci polskiej strefy ekonomicznej 

Morza Ba³tyckiego, a wiêc ju¿ w obrêbie platformy paleozoicznej, 

wystêpuj¹ trzy wielkie strefy uskokowe: Koszalina, 

Trzebiatowa i Kamienia Pomorskiego. Podobnie jak 

skandynawski odcinek strefy Teisseyre’a-Tornquista, 

mo¿na je uwa¿aæ za stare pêkniêcia prekambryjskie. 

Wed³ug innych pogl¹dów genezê ich nale¿y wi¹zaæ z istnieniem 

fa³dowo-nasuniêciowego orogenu kaledoñskiego 

lub powsta³ej miêdzy ordowikiem a œrodkowym sylurem, 

wzglêdnie w sylurze lub na pograniczu syluru i dewonu, 

akrecyjnej mozaiki bloków tektonicznych – terranów. 

Niezale¿nie od tego, które z tych ujêæ uzna siê za 

najbardziej prawdopodobne (Znosko, 1962, 1998; Dadlez, 

2000), mo¿na przyj¹æ, ¿e ostateczny uk³ad wspomnianych 

bloków zosta³ utrwalony na pograniczu karbonu 

i wczesnego permu. Pod koniec mezozoiku, w okresie 

kredowej inwersji tektonicznej, trzy wymienione strefy 

uskokowe zosta³y odm³odzone. Podobnie jak w przypadku 

kratonu, tak¿e na obszarze platformy paleozoicznej 

(bloki Wolina, Gryfic i Ko³obrzegu) strefy uskokowe s¹ 

drogami migracji wêglowodorów. 

Interpretacja aktywnoœci geogenicznej zale¿y g³ównie 

od intensywnoœci strumienia substancji geogenicznych,


Fig. 5.24. Szkic strukturalno-tektoniczny polskiej strefy ekonomicznej po³udniowego Ba³tyku 

(wg Jaworowskiego i in., 2010) 

ale trzeba braæ pod uwagê tak¿e rodzaj osadów zalegaj¹cych 

na dnie morza, ruch wody, aktywnoœæ sejsmiczn¹ 

itp. Zmiennoœæ tych warunków, szczególnie aktywnoœci 

sejsmicznej, ma du¿y wp³yw na zmiennoœæ wartoœci 

stê¿eñ substancji geogenicznych identyfikowanych analitycznie. 

Osady ilaste i mu³owe maj¹ du¿¹ podatnoœæ 

sorpcyjn¹ dla wêglowodorów, które mog¹ tu osi¹gaæ 

znaczne stê¿enia. W osadach piaszczystych i ¿wirowych 

zawartoœæ wêglowodorów jest bardzo ma³a. Szczególnie 

podatne na rozmywanie w czasie intensywnego falowania 

s¹ wêglowodory p³ynne i gazowe zawarte w wodzie 

przydennej, co manifestuje siê znacznym obni¿eniem ich 

zawartoœci w próbach pobieranych w warunkach sztormowych. 

Ruchy tektoniczne skorupy ziemskiej, nawet w bardzo 

odleg³ych obszarach, maj¹ równie¿ du¿y, a mo¿e nawet 

decyduj¹cy wp³yw na intensywnoœæ strumienia substancji 

geogenicznych. W czasie ciszy sejsmicznej zawartoœæ 

wêglowodorów w próbach wydatnie spada, aby gwa³townie 

siê zwiêkszyæ w czasie ruchów tektonicznych. 

Badania szczegó³owe maj¹ce jednoznacznie sprawdziæ 

mo¿liwoœæ pionowej migracji substancji geogenicznych 

przeprowadzono w obrêbie czterech g³ównych stref 

dyslokacyjnych. Na kratonie by³a to strefa dyslokacyjna 

127

128 


Fig. 5.25. Regionalny przekrój geologiczny A–B, B–C (wg Jaworowskiego i in., 2010)


KuŸnicy, a na platformie paleozoicznej – strefy Koszalina, 

Trzebiatowa i Kamienia Pomorskiego (Jaworowski, 

Wagner, red., 2008; Jaworowski i in., 2010). Ka¿da strefa 

dyslokacyjna zosta³a zbadana trzema profilami geochemicznymi 

usytuowanymi na skrzydle zachodnim, w osi 

uskoku i na skrzydle wschodnim. 

Strefa dyslokacyjna KuŸnicy, usytuowana na kratonie 

wschodnioeuropejskim, we wschodniej czêœci polskiej 

strefy ekonomicznej Ba³tyku, jest g³êboko zakorzenionym 

w górnej czêœci litosfery roz³amem tektonicznym 

o kierunku N–S, d³ugoœci ponad 100 km. Rozdziela dwa 

bloki tektoniczne: blok Kurlandii na wschodzie od bloku 

Rozewia na zachodzie. Razem z po³o¿onymi dalej na zachód 

uskokami Karwi i Smo³dzina o podobnych kierunkach 

i genezie odegra³a bardzo wa¿n¹ rolê w ewolucji 

tektonicznej tego obszaru (Dadlez, 1990; Dadlez, Pokorski, 

1995; Pokorski, Modliñski, red., 2007). 

Strefa dyslokacyjna powsta³a zapewne w m³odszym 

proterozoiku lub w kambrze, wp³ywaj¹c na zró¿nicowanie 

facjalne w starszym paleozoiku, szczególnie w œrodkowym 

kambrze, determinuj¹c miêdzy innymi rozprzestrzenienie 

ska³ macierzystych dla z³ó¿ ropy naftowej 

i gazu ziemnego w utworach kambru. Najwa¿niejsz¹ rolê 

strefa ta odegra³a w koñcu karbonu, wp³ywaj¹c aktywnie 

na ukszta³towanie siê obecnych zasiêgów erozyjnych 

starszego i m³odszego paleozoiku. W mezozoiku i kenozoiku 

strefa by³a równie¿ czynna, a¿ do czasów wspó³czesnych. 

Generalnie skrzyd³o zrzucone le¿y po wschodniej 

stronie uskoku. W po³udniowej czêœci uskoku KuŸnicy 

przecina go uskok Sambii o kierunku równole¿nikowym. 

Strefa dyslokacyjna KuŸnicy zosta³a wybrana do badañ 

zjawisk geogenicznych z powodu stwierdzenia jej 

aktywnoœci w tym wzglêdzie na krótkim odcinku w rejonie 

z³o¿a ropy naftowej B8 ( Jaworowski i in., 2001). Na 

zachodnim skrzydle wyniesionym w pobli¿u uskoku wystêpuj¹ 

dwa z³o¿a ropy naftowej w utworach kambru, 

z³o¿e B8 i na pó³noc od niego z³o¿e B5. Przebadanie wiêc 

prawie ca³ej strefy uskokowej stwarza³o najlepsze szanse 

na uchwycenie jej aktywnoœci geogenicznej (fig. 5.26). 

G³êbokoœæ morza w rejonie uskoku wynosi 80–90 m 

i tylko w czêœci pó³nocnej obni¿a siê do 105 m na stoku 

Basenu Wschodniogotlandzkiego. Po po³udniowej stronie 

uskoku Sambii dno podnosi siê do 55 m. W normalnych 

warunkach pogodowych znaczne g³êbokoœci chroni³y 

przed rozmywaniem przez falowanie koncentracjê 

wêglowodorów. 

Osady dna morskiego to g³ównie holoceñskie gliny, 

i³y i mu³y ilaste z podrzêdnym udzia³em drobnoziarnistych 

piasków. Charakter osadów dennych sprzyja³ sorpcji 

p³ynnych wêglowodorów w osadach. 

Wielokrotnie wiêksze zawartoœci wêglowodorów p³ynnych 

w wodzie przydennej stwierdzono w osi strefy uskokowej 

ni¿ w jej skrzyd³ach (tab. 5.14). Natomiast œrednie 

zawartoœci wêglowodorów p³ynnych w osadach w osi 

strefy uskokowej (C) i na skrzydle zrzuconym (E) s¹ 

zbli¿one, z minimaln¹ przewag¹ dla profilu E. Koncentracje 

metanu w wodzie przydennej s¹ najwiêksze na profilu 

E, a w osadach – na profilu W. Metanowi zawsze towarzysz¹ 

wêglowodory ciê¿kie. Na podstawie tych danych 

mo¿na okreœliæ osiow¹ strefê uskoku KuŸnicy jako 

bardzo aktywn¹ w procesach migracji i wyp³ywu wêglowodorów 

p³ynnych i gazowych, zdecydowanie bardziej 

aktywn¹ ni¿ na skrzyd³ach. 

Najwiêksz¹ intensywnoœæ zjawisk geogenicznych w tej 

strefie tektonicznej stwierdzono w jej pó³nocnej i œrodkowej 

czêœci. Silne i bardzo silne anomalie zawartoœci wêglowodorów 

p³ynnych w wodzie przydennej, maj¹ce 

charakter wycieków, osi¹gaj¹ce od 50 do 195 mg/l 

i w osadach dennych do 0,8% wag., zagra¿aj¹ce œrodowisku 

naturalnemu, s¹ zwi¹zane ze z³o¿ami ropy naftowej 

B5 i B8 w kambrze œrodkowym. Wycieki wydobywaj¹ 

siê na powierzchniê dna wzd³u¿ strefy tektonicznej, pomimo 

du¿ej mi¹¿szoœci (od 1000 do 1700 m) i³o³upków 

sylurskich, stanowi¹cych bardzo dobre ska³y uszczelniaj¹ce. 

Brak anomalii zawartoœci wêglowodorów w czêœci 

po³udniowej uskoku KuŸnicy mo¿e byæ spowodowany 

cisz¹ sejsmiczn¹ w trakcie poboru prób, a tak¿e, co bardziej 

prawdopodobne, wystêpowaniem w tym rejonie 

uszczelniaj¹cych warstw cechsztyñskiej soli kamiennej. 

Zaobserwowano tu tylko anomalie gazowe. Gazy, jako 

bardziej mobilne, ³atwiej mog¹ migrowaæ przez sól kamienn¹. 

Sk³ad izotopowy gazów wskazuje, ¿e metan w zdecydowanej 

wiêkszoœci próbek wytworzy³ siê g³ównie w wyniku 

termogenicznych procesów przeobra¿enia kopalnej 

substancji organicznej (Anolik, Karczewska, red., 2008). 

Na obszarze kratonu wschodnioeuropejskiego, w jego 

wschodniej czêœci, przeprowadzono szczegó³owe badania 

tylko w strefie dyslokacyjnej KuŸnicy. Nie ulega 

w¹tpliwoœci, ¿e inne, dotychczas nie przebadane szczegó³owo 

strefy dyslokacyjne na blokach tektonicznych 

129

130 


Fig. 5.26. Migracja wêglowodorów wg³êbnych w strefie dyslokacyjnej KuŸnicy (wg Jaworowskiego i in., 2010)


Charakterystyka geochemiczna aktywnoœci geogenicznej w strefie dyslokacyjnej KuŸnicy 

(Jaworowski i in., 2010) 

Parametr geochemiczny 

Wêglowodory p³ynne w wodzie 

przydennej [mg/l] 

Wêglowodory p³ynne w osadach 

[% wag.] 

Zawartoœæ metanu w wodzie 

przydennej [×10 –4 % obj.] 

Zawartoœæ metanu w osadach 

[×10 –4 % obj.] 

W 

(blok £eby) 

0,74–51,00 (101) 

2,25 (6,43) 

0,0055–0,5277 (98) 

0,0518 (0,0966) 

5,6–96 500 (100) 

30,80 (2 455,25) 

17,45–141,31 (29) 

57,90 (64,12) 

KuŸnicy i £eby bêd¹ równie¿ przewodzi³y wg³êbne wêglowodory, 

szczególnie strefa dyslokacyjna Smo³dzina, 

z któr¹ jest zwi¹zanych kilka z³ó¿ ropy naftowej i gazu 

(B16, B21, B6, B4). 

Strefa dyslokacyjna Koszalina, o kierunku NW–SE, 

stanowi pó³nocn¹ czêœæ walnego roz³amu, tzw. strefy 

Teisseyre’a-Tornquista (TTZ), i jest g³êboko zakorzeniona 

do powierzchni Moho. TTZ przebiega przez ca³¹ 

Polskê, od Lubelszczyzny po Pomorze, bêd¹c fragmentem 

wielkiego, globalnego lineamentu ci¹gn¹cego siê 

od Dobrud¿y po Oslo. Strefa ta na odcinku pó³nocnym, 

od Ba³tyku i Skanii do Oslo, nazywana jest Sorgenfrei-Tornquist 

Zone (STZ). TTZ i STZ na znacznym odcinku 

s¹ zachodni¹ granic¹ kratonu wschodnioeuropejskiego 

(EEC). 

Strefa dyslokacyjna Koszalina jest po³o¿ona na zachodnim 

skraju kratonu wschodnioeuropejskiego, stanowi granicê 

miêdzy tektonicznymi blokami Dar³owa i Ko³obrzegu 

i graniczy z platform¹ paleozoiczn¹, ale nie jest granic¹ 

tych dwóch wielkich, ró¿nowiekowych platform. Z dyslokacj¹ 

Koszalina zwi¹zana jest zachodnia granica zasiêgu 

sfa³dowanego dolnego paleozoiku (deformacji kaledoñskich). 

Kaledonidy s¹ tu nasuniête na kraton, na autochto- 

Profile geochemiczne 

C 

(oœ uskoku) 

1,12–195,00 (202) 

6,75 (23,06) 

0,0093–0,8308 (190) 

0,0543 (0,1128) 

4,50–328 100,00 (200) 

31,10 (4 827, 61) 

3,64–149,03 (86) 

38,61 (56,02) 

Tabela 5.14 

E 

(blok Kurlandii) 

1,12 to 27,00 (101) 

3,00 (4,39) 

0,0106 to 0,5493 (96) 

0,1012 (0,1650) 

6,7 to 627 500,00 (101) 

42,25 (8 974,38) 

8,96 to 145,17 (93) 

30,64 (36,78) 

W liczniku podano zmiennoœæ parametrów geochemicznych, wartoœæ mediany – pogrubiona, w nawiasach – liczba analiz (licznik), 

œrednia arytmetyczna (mianownik). 

niczny dolny paleozoik platformy prekambryjskiej. Skala 

tego nasuniêcia jest bardzo zró¿nicowana, mo¿e wynosiæ 

nawet do kilkudziesiêciu kilometrów (fig. 5.25). 

Strefa dyslokacyjna Koszalina na odcinku morskim 

sk³ada siê z uskoku odwróconego o podniesionym (wisz¹cym) 

skrzydle zachodnim i zrzutach dochodz¹cych do 

200–300 m. Na odcinku po³udniowym temu uskokowi 

towarzysz¹ jeden lub dwa uskoki normalne o zrzuconym 

skrzydle wschodnim. 

Strefa dyslokacyjna Koszalina odegra³a wielk¹ rolê 

w ewolucji geologicznej tego obszaru, wp³ywaj¹c na 

rozwój paleogeograficzny systemów geologicznych. Zosta³a 

odm³odzona w koñcu m³odszego paleozoiku, stanowi¹c 

od tego czasu wybitny element tektoniczny ró¿nicuj¹cy 

subsydencjê po zachodniej (silna subsydencja) 

i wschodniej (s³aba subsydencja) czêœci, w permie i mezozoiku. 

G³êbokoœæ morza w SE czêœci uskoku Koszalina jest 

niewielka, ok. 10 m, wzrastaj¹c stopniowo do ok. 50 m 

w czêœci NW. W sumie uskok jest po³o¿ony w p³ytkiej 

czêœci akwenu, podatnej na oddzia³ywanie sztormów. 

Osady denne sk³adaj¹ siê wy³¹cznie z materia³u 

piaszczystego i ¿wirowego. S¹ to skrajnie niekorzystne 

131

warunki dla zachowania siê wêglowodorów p³ynnych 

w osadach ze wzglêdu na brak zdolnoœci sorpcyjnych 

osadów. 

Strefa uskoku Koszalina by³a badana trzema równoleg³ymi 

profilami geochemicznymi, w odstêpach co 500 m, 

z dodatkowym profilem B w po³udniowej czêœci uskoku 

(fig. 5.27a). 

Anomalie geochemiczne strefy dyslokacyjnej Koszalina 

charakteryzuj¹ siê niskimi wartoœciami zawartoœci 

wêglowodorów p³ynnych i gazowych w wodzie przydennej, 

a w œrodkowej czêœci strefy dyslokacyjnej nie wystêpuj¹ 

(tab. 5.15). Porównanie median i œrednich arytmetycznych 

wskazuje na nieco wiêksze zawartoœci wêglo- 

132 


Fig. 5.27. Migracja wêglowodorów wg³êbnych w strefach dyslokacyjnych Koszalina (a), Trzebiatowa (b) 

i Kamienia Pomorskiego (c) (wg Jaworowskiego i in., 2010). Objaœnienia na fig. 5.26 

wodorów w osi strefy uskokowej dla wêglowodorów 

p³ynnych w wodzie i zawartoœci metanu. Generalnie s¹ to 

wartoœci porównywalne. Strefa dyslokacyjna Koszalina, 

w œwietle uzyskanych wyników, jest bardzo s³abym Ÿród- 

³em zagro¿eñ geogenicznych. 

Strefa dyslokacyjna Trzebiatowa nale¿y do najwa¿niejszych 

elementów tektonicznych na obszarze platformy 

paleozoicznej, odgraniczaj¹c blok Ko³obrzegu od bloku 

Gryfic. Strefa ta jest zespo³em kilku uskoków o kierunku 

zbli¿onym do NW–SE. Uskok g³ówny jest g³êboko 

zakorzeniony w pod³o¿u krystalicznym. 

Strefê dyslokacyjn¹ Trzebiatowa mo¿na uwa¿aæ za stare 

pêkniêcia prekambryjskie. Ostateczny uk³ad bloków


Charakterystyka geochemiczna aktywnoœci geogenicznej w strefie dyslokacyjnej Koszalina 








[×10 –4 % obj.] 

W 

(blok Ko³obrzegu) 

1,50–21,00 (62) 

3,75 (4,20) 

3,84–8,86 (62) 

5,28 (5,75) 

Ko³obrzegu i Gryfic zosta³ utrwalony na pograniczu karbonu 

i permu dolnego, kiedy nast¹pi³a g³ówna przebudowa 

strukturalna kompleksu dewoñsko-karboñskiego. 

Ca³y obszar uleg³ silnemu zuskokowaniu i utworzy³a siê 

skomplikowana mozaika bloków o ró¿nych rozmiarach. 

Kolejna zasadnicza przebudowa strukturalna nast¹pi³a 

w najm³odszej kredzie i najstarszym paleogenie i polega³a 

na odm³odzeniu strefy Trzebiatowa. Te procesy 

tektoniczne, zwi¹zane równie¿ z inwersj¹, ostatecznie 

ukszta³towa³y dzisiejszy obraz strukturalny. W czasie 

odm³odzenia zosta³y dŸwigniête wschodnie b¹dŸ pó³nocno-wschodnie 

skrzyd³a tej strefy i na powierzchniê podkenozoiczn¹ 

wysz³y utwory triasu i jury, tworz¹c wa³ 

ko³obrzeski. Po stronie zachodniej ukszta³towa³a siê 

niecka trzebiatowska wype³niona utworami kredy. 

W pó³nocnej czêœci strefy Trzebiatowa zrzuty dochodz¹ 

do 1000 m, na po³udniu malej¹ do 200–300 m, a wed³ug 

Dadleza (1990) uskok przechodzi w tym kierunku w strom¹ 

fleksurê. G³êbokoœæ morza w tym rejonie jest niewielka, 

od ok. 10 do 30 m. Uskok jest po³o¿ony w p³ytkiej czêœci 

akwenu, podatnej na oddzia³ywanie sztormów. Osady 

denne sk³adaj¹ siê wy³¹cznie z materia³u piaszczystego 

i ¿wirowego. S¹ to skrajnie niekorzystne warunki dla zachowania 

siê wêglowodorów p³ynnych w osadach ze 

wzglêdu na brak zdolnoœci sorpcyjnych osadów. 

– 

C 

(oœ uskoku) 

1,50–51,00 (120) 

2,25 (4,88) 

4,20–11,58 (131) 

5,54 (6,19) 

14,57–5 674,81 (4) 

144,12 (1 550,03) 


E 

(blok Dar³owa) 

1,50–25,50 (62) 

2,25 (4,79) 

0,00–11,13 (62) 

5,31 (5,90) 

341–592,73 (2) 

467,22 (467,22) 



Tabela 5.15 

B 

(blok Dar³owa) 

2,25–4,50 (6) 

1,5 (2,50) 

7,52–8,48 (6) 

8,15 (8,11) 

Strefa uskoku Trzebiatowa by³a badana trzema równoleg³ymi 

profilami geochemicznymi, w odstêpach co 500 m 

(fig. 5.27b). 

Najwiêksze zawartoœci wêglowodorów p³ynnych w wodzie 

przydennej stwierdzono na profilu E, czyli teoretycznie 

po³o¿onej na wschodnim skrzydle uskoku (tab. 5.16). 

Zawartoœæ metanu w wodzie jest natomiast nieco wy¿sza 

na profilu C. 

Wyt³umaczenie faktu wiêkszej aktywnoœci geogenicznej 

na profilu E przypisuje siê b³êdnej lokalizacji czêœci 

profilu C poza strefê osiow¹ uskoku i poprowadzenie 

wiêkszej czêœci profilu E w³aœnie w osi uskoku. B³¹d ten 

móg³ byæ spowodowany z³¹ ocen¹ nachylenia uskoku 

Trzebiatowa, która spowodowa³a nieprecyzyjne obliczenie 

intersekcyjnego przeciêcia siê strefy osiowej uskoku 

z powierzchni¹ dna. Z drugiej strony trzeba równie¿ wzi¹æ 

pod uwagê fakt, ¿e pobieranie prób na profilu C odbywa³o 

siê w warunkach obni¿enia pó³nocnoeuropejskiej 

aktywnoœci sejsmicznej, w przeciwieñstwie do profilu E, 

gdzie aktywnoœæ by³a wysoka, co mog³o w du¿ym stopniu 

wp³yn¹æ na wyniki analiz. 

Strefa dyslokacyjna Trzebiatowa jest bardzo aktywna 

w procesach migracji i wyp³ywu wêglowodorów p³ynnych 

i gazowych. W wêglowodorach p³ynnych zawartych 

w wodzie przydennej najbardziej aktywna jest 

– 

133

œrodkowa czêœæ profilu E, prawdopodobnie przechodz¹ca 

przez osiow¹ czêœæ uskoku. Zawartoœci wêglowodorów 

p³ynnych, osi¹gaj¹ce tu maksymalnie 96–193 mg/l , stanowi¹ 

powa¿ne zanieczyszczenie œrodowiska naturalnego. 

Profile W i C charakteryzuj¹ siê s³abszymi anomaliami, 

ale pojedyncze analizy wykazuj¹ doœæ wysokie wartoœci, 

30–51 mg/l. Zawartoœæ metanu w wodzie jest znaczna 

w po³udniowej czêœci uskoku, osi¹gaj¹c wartoœci 

10,5–60,1 ×10 –4 % obj. 

Migracja wertykalna wêglowodorów p³ynnych i gazowych, 

a zw³aszcza p³ynnych, odbywa siê pomimo 

uszczelniaj¹cych poziomów soli kamiennej cechsztynu. 

Ze sk³adu izotopowego gazów wynika, ¿e metan w zdecydowanej 

wiêkszoœci próbek wytworzy³ siê g³ównie 

w wyniku termogenicznych procesów przeobra¿enia 

kopalnej substancji organicznej (Anolik, Karczewska, 

red., 2008). 

Strefa dyslokacyjna Kamienia Pomorskiego odgranicza 

blok Gryfic od bloku Wolina. Jest zespo³em kilku 

uskoków o kierunku zbli¿onym do NW–SE. Na obszarze 

akwenu Morza Ba³tyckiego, na terytorium Niemiec, przechodzi 

w strefê uskokow¹ Adler i z tego powodu jest 

równie¿ u¿ywana nazwa uskok Kamieñ–Adler. Uskok 

g³ówny jest g³êboko zakorzeniony w pod³o¿u krystalicznym. 

Geneza i ewolucja tektoniczna tej strefy jest 

134 


Charakterystyka geochemiczna aktywnoœci geogenicznej w strefie dyslokacyjnej Trzebiatowa 








[×10 –4 % obj.] 

W 

(blok Gryfic) 

2,25–51,00 (45) 

4,50 (5,93) 

0,00–10,51 (64) 

7,30 (7,01) 

7,07–7,69 (2) 

7,38 (7,38) 


C 

(oœ uskoku) 

1,50–49,5 (117) 

3,75 (5,63) 

4,70–60,10 (117) 

8,10 (8,94) 

0,00–10,51 (117) 

7,76 (8,24) 

Tabela 5.16 

E 

(blok Ko³obrzegu) 

2,25–193,5 (30) 

6,00 (19,33) 

4,52–20,00 (61) 

7,30 (7,71) 



identyczna jak strefy Trzebiatowa, tzn. zosta³a przebudowana 

w dwóch etapach: na granicy karbonu i permu 

oraz kredy i paleogenu. W okresie inwersji strefa dyslokacyjna 

zosta³a odm³odzona, co ostatecznie ukszta³towa³o 

dzisiejszy obraz strukturalny. G³ówny uskok tej 

strefy jest uskokiem odwróconym. Skrzyd³em wisz¹cym 

jest, podobnie jak w uskoku Trzebiatowa, skrzyd³o 

wschodnie. Wielkoœæ zrzutu jest zmienna i dochodzi do 

500 m. Po wschodniej stronie uskoku wychodz¹ na powierzchniê 

podkenozoiczn¹ utwory jury, tworz¹ce antyklinê 

Kamienia Pomorskiego z jur¹ doln¹ w j¹drze. Po 

zachodniej stronie uskoku wystêpuj¹ utwory kredy górnej 

z kilkoma antyklinami w po³udniowej czêœci obszaru 

z utworami jury nadbudowanymi nad strukturami solnymi. 

Wiertniczo i sejsmicznie uskok jest zbadany do 

sp¹gu cechsztynu. 

G³êbokoœæ morza w rejonie uskoku Kamienia jest niewielka, 

od ok. 8 do 14 m. Uskok jest po³o¿ony w bardzo 

p³ytkiej czêœci akwenu, na £awicy Odrzanej, podatnej na 

oddzia³ywanie sztormów. 

Osady denne sk³adaj¹ siê wy³¹cznie z materia³u piaszczystego 

i ¿wirowego. S¹ to skrajnie niekorzystne warunki 

dla zachowania siê wêglowodorów p³ynnych w osadach ze 

wzglêdu na brak zdolnoœci sorpcyjnych osadów. 

–


Charakterystyka geochemiczna aktywnoœci geogenicznej w strefie dyslokacyjnej Kamienia Pomorskiego 




przydennej (mg/l) 

Zawartoœæ metanu w wodzie przydennej 

(×10 –4 % obj.) 


(×10 –4 % obj.) 

W 

(blok Wolina) 

9,00–24,75 (28) 

9,00 (6,75) 

7,50–12,10 (27) 

10,05 (9,88) 

4,71–9,14 (27) 

7,71 (7,29) 

Strefa uskoku Kamienia Pomorskiego by³a badana trzema 

równoleg³ymi profilami geochemicznymi, w odstêpach 

co 500 m, z dodatkowym profilem B (fig. 5.27c). 

Najwiêksze zawartoœci wêglowodorów p³ynnych w wodzie 

przydennej stwierdzono na profilu W, czyli na zachodnim 

skrzydle uskoku. Zawartoœæ metanu w wodzieiwosadach 

jest porównywalna na wszystkich profilach (tab. 5.17). 

Porównywanie œrednich arytmetycznych i median na 

poszczególnych profilach dla wykazania najwy¿szej aktywnoœci 

strefy osiowej uskoku traci sens w przypadku 

strefy dyslokacyjnej Kamienia Pomorskiego, podobnie 

jak w przypadku strefy Trzebiatowa. Jest to wynik niepe³nego 

trafienia na strefê osiow¹ w trakcie poboru 

prób, z powodu zmiennego nachylenia strefy dyslokacyjnej. 

Pozwala jednak na porównanie intensywnoœci 

zjawisk geogenicznych w poszczególnych strefach dyslokacyjnych. 

Strefa dyslokacyjna Kamienia Pomorskiego charakteryzuje 

siê wysokimi stê¿eniami wêglowodorów gazowych 

(metanu, butylenu) i wêglowodorów ciê¿kich w wodzie 

przydennej, które wyraŸnie zanieczyszczaj¹ œrodowisko. 

W sk³adzie gazowej fazy wêglowodorowej tej 

strefy zawartoœci butylenu przewy¿szaj¹ o rz¹d wielkoœci 

inne wêglowodory gazowe, ³¹cznie z metanem, tworz¹c 

razem ogromne koncentracje i œwiadcz¹c o ich naftowym 

C 

(oœ uskoku) 

1,50–49,5 (56) 

3,00 ( 5,00) 

6,30–16,70 (57) 

9,55 (9,66) 

0,00–10,40 (55) 

8,51 (7,00) 


E 

(blok Gryfic) 

1,50–75,00 (28) 

3,00 (7,63) 

7,70–10,4 (27) 

8,40 (9,33) 

3,74–10,34 (27) 

7,67 (7,59) 



Tabela 5.17 

B 

(blok Gryfic) 

3,00–6,00 (5) 

4,50 (4,50) 

8,30–9,40 (5) 

8,90 (8,96) 

0,00–8,58 (5) 

5,25 (8,48) 

pochodzeniu. Zawartoœci wêglowodorów p³ynnych s¹ niewielkie, 

z du¿ymi, punktowymi wyp³ywami o stê¿eniach 

od 48,75 do 75 mg/l. Sk³ad izotopowy gazów œwiadczy, 

¿e metan w zdecydowanej wiêkszoœci próbek wytworzy³ 

siê g³ównie w wyniku termogenicznych procesów przeobra¿enia 

kopalnej substancji organicznej (Anolik, Karczewska, 

red., 2008). 

5.4.2. Migracja wêglowodorów wg³êbnych przez 

strefy wyklinowañ kompleksów osadowych 

Wa¿nymi drogami migracji szkodliwych substancji 

geogenicznych, w tym wêglowodorów, obok nieci¹g³ych 

deformacji tektonicznych, mog¹ byæ strefy regionalnych 

wyklinowañ kompleksów osadowych. Szczególn¹ rolê 

w przewodzeniu p³ynów i gazów geogenicznych mog¹ 

odegraæ strefy wyklinowañ erozyjnych zwi¹zanych z erozj¹ 

pokredow¹ (Kramarska red., 1999). W przypadku kratonicznej 

czêœci pod³o¿a Ba³tyku (bloki Gdañska, Kurlandii, 

Rozewia, £eby, ¯arnowca, Smo³dzina, S³upska, 

Ustki i Dar³owa) do stref tego rodzaju nale¿¹ wyklinowania 

wynik³e z erozyjnego œciêcia ³agodnych, wielkopromiennych 

wyniesieñ paleozoiczno-mezozoicznej pokrywy 

osadowej przykrytej osadami kenozoicznymi. Wystêpuj¹ 

tak¿e wyklinowania zwi¹zane z pierwotnymi 

135

(sedymentacyjnymi) zasiêgami wyst¹pieñ paleozoicznych 

i mezozoicznych kompleksów osadowych. Istotne 

dla przebiegu stref wyklinowañ epizody erozji œródpaleozoicznej 

i pokredowej zmniejszy³y obszary tych wyst¹pieñ. 

W odniesieniu do platformy paleozoicznej w pod- 

³o¿u Ba³tyku (bloki Ko³obrzegu, Gryfic i Wolina) regionalne 

strefy wyklinowañ wynik³y z erozyjnego œciêcia 

stosunkowo w¹skopromiennych struktur fa³dowych pokrywy 

mezozoicznej. Podczas opracowywania mapy geolo- 

136 


gicznej dna Ba³tyku na profilach sejsmoakustycznych wykryto 

„pióropusze” gazów wnikaj¹cych w osady denne (Uœcinowicz, 

Zachowicz, 1992). By³y one usytuowane poprzecznie 

do stref dyslokacyjnych, a równolegle do regionalnych 

wyklinowañ osadów pod³o¿a. Równie¿ podczas 

badañ prowadzonych dla potrzeb prospekcji naftowej wykryto 

szereg anomalii gazowych, nie zwi¹zanych ze strefami 

dyslokacyjnymi, usytuowanych równolegle do regionalnych 

wyklinowañ osadów pod³o¿a (fig. 5.28). 

Fig. 5.28. Mapa obszarów o najwiêkszych wyp³ywach wêglowodorów wg³êbnych 

(wg Jaworowskiego i in., 2010, zmodyfikowana)


Na obszarze kratonu wschodnioeuropejskiego z³o¿a 

wêglowodorów, a tak¿e formacje macierzyste dla tych 

z³ó¿ wystêpuj¹ pod grub¹ pokryw¹ i³o³upków sylurskich, 

które le¿¹ na nich przekraczaj¹co, a w po³udniowej czêœci 

obszaru tak¿e pod uszczelniaj¹cymi poziomami ewaporatów 

cechsztyñskich, z sol¹ kamienn¹ w³¹cznie. W tych 

warunkach nale¿y przyj¹æ, ¿e wêglowodory migruj¹ wertykalnymi 

strefami dyslokacyjnymi, tn¹cymi dolnopaleozoiczn¹ 

pokrywê osadow¹, dochodz¹c do pokrywy mezozoicznej, 

a nawet do osadów wspó³czesnych. Czêœæ 

z migruj¹cych wêglowodorów mo¿e siê nastêpnie przemieszczaæ 

poziomami zbiornikowymi mezozoiku w kierunku 

regionalnych wyniesieñ i dochodziæ do stref wyklinowañ 

tych osadów, przenikaj¹c przez osady wspó³czesne 

do wód Morza Ba³tyckiego. 

Wyniki ostatnich badañ potwierdzaj¹ ten model, a tak¿e 

go uœciœlaj¹ i modyfikuj¹ (Jaworowski i in., 2010). Rola 

migracji wertykalnej przez strefy dyslokacyjne jest tu dominuj¹ca. 

Tym niemniej migracja lateralna doprowadzi³a 

tak¿e do powstania znacz¹cych anomalii wzd³u¿ regionalnych, 

podkenozoicznych wychodni cechsztynu, triasu 

i kredy. 

W obrêbie platformy paleozoicznej polskiej czêœci 

Morza Ba³tyckiego, tj. na blokach Ko³obrzegu, Gryfic 

i Wolina, poni¿ej permomezozoicznego piêtra strukturalnego 

wystêpuj¹ osady dolno- i górnopaleozoiczne. Rozpoznano 

tu czêœciowo osady dewonu i karbonu, tworz¹ce 

szereg bloków z warstwami zapadaj¹cymi ku NE (Dadlez, 

Pokorski, 1995). Osady te s¹ ekranowane przez solonoœny 

cechsztyn (Wagner, 1990), a tak¿e przez mi¹¿sze 

utwory mezozoiku i nie mog¹ odgrywaæ wiêkszej roli 

w migracji lateralnej. 

Tylko osady mezozoiku stanowi¹ dobre drogi migracji 

dla wêglowodorów przenikaj¹cych strefami dyslokacyjnymi, 

pochodz¹cych z nieodkrytych jeszcze akumulacji 

w m³odszym paleozoiku. Regionalne strefy wyklinowañ 

wystêpuj¹ na skrzyd³ach struktur antyklinalnych. Na blokach 

Ko³obrzegu i Gryfic wychodz¹ na powierzchniê 

podczwartorzedow¹ erozyjne granice wystêpowania osadów 

triasu, jury i kredy. 

Podwy¿szone koncentracje wêglowodorów koreluj¹ 

siê bardzo dobrze ze strefami dyslokacyjnymi i z³o¿owymi 

(fig. 5.28). W œrodkowej czêœci bloku Rozewia wystêpuje 

regionalna strefa wyklinowañ, okreœlona granic¹ 

wystêpowania kredy le¿¹cej na dewonie. Wychodzi ona 

na powierzchniê podczwartorzêdow¹. W po³udniowej 

czêœci bloku £eby wystêpuj¹ regionalne strefy wyklinowañ 

okreœlone granicami miêdzy obszarami wystêpowania 

kredy i triasu, triasu i cechsztynu oraz cechsztynu 

i syluru. Zachodnia czêœæ strefy wyklinowañ znajduje siê 

pod osadami paleogenu, a wschodnia wychodzi na powierzchniê 

podczwartorzêdow¹ (Jaworowski i in., 2010). 

Mo¿na domniemywaæ, ¿e te strefy wyklinowañ bêd¹ aktywne 

w procesach migracji wg³êbnych wêglowodorów, 

analogicznie do stwierdzonych migracji tych stref na 

s¹siednich blokach S³upska. Trzeba tu wspomnieæ tak¿e 

o anomalnie wysokiej koncentracji wêglowodorów stwierdzonej 

w ilastych osadach dennych Rynny S³upskiej, 

a wiêc na przedpolu wspominanych stref regionalnych 

wyklinowañ erozyjnych w osadach permomezozoicznych. 

Na obszarze platformy paleozoicznej nie odkryto dotychczas 

z³ó¿ wêglowodorów w akwenie Morza Ba³tyckiego, 

co nie oznacza, ¿e ich tam nie ma, podobnie do obszaru 

l¹dowego na Pomorzu Zachodnim, gdzie odkryto 

szereg niedu¿ych z³ó¿ w karbonie i cechsztynie. O prawdopodobnym 

istnieniu akumulacji wêglowodorów w akwenie 

mo¿e œwiadczyæ wysoka aktywnoœæ stref dyslokacyjnych 

Trzebiatowa i Kamienia Pomorskiego w migracji 

wêglowodorów wg³êbnych. Stosunkowo s³absza jest 

aktywnoœæ strefy dyslokacyjnej Koszalina. 

W rejonie strefy dyslokacyjnej Trzebiatowa wystêpuje 

podczwartorzêdowa regionalna strefa wyklinowania, wyznaczona 

erozyjn¹ granic¹ obszarów wystêpowania triasu 

i jury. 

WyraŸna regionalna strefa wyklinowañ, wyznaczona 

erozyjn¹ granic¹ obszarów wystêpowania jury i kredy, 

biegnie w przybli¿eniu osiow¹ czêœci¹ bloku Gryfic 

w kierunku NW–SE. Niewielki odcinek strefy wyklinowañ 

na granicy obszarów kredy i jury znajduje siê w skrajnie 

po³udniowo-wschodniej czêœci bloku Gryfic. Omawiane 

strefy wyklinowañ wychodz¹ na powierzchniê podczwartorzêdow¹. 

Chaotycznie rozmieszczone miejsca wysokich 

koncentracji wêglowodorów p³ynnych w wodach 

przydennych œwiadcz¹ o gêstej sieci dyslokacji dochodz¹cych 

do powierzchni podczwartorzêdowej i licznych 

stref wyklinowañ (Jaworowski i in., 2010). 

Rezultaty podjêtych badañ potwierdzi³y w ca³ej rozci¹g³oœci 

wczeœniejsze przypuszczenia o wystêpowaniu 

zjawiska wyp³ywów wêglowodorów p³ynnych i gazowych, 

pochodzenia wg³êbnego, do wód Morza Ba³tyckiego, 

a skala tych zjawisk przekroczy³a nawet najœmielsze 

przypuszczenia (Jaworowski i in., 2010). 

137

5.5. Drena¿ wód podziemnych w basenie Morza Ba³tyckiego 

Zjawiska drena¿u wód podziemnych zachodz¹ce w akwenie 

Morza Ba³tyckiego najczêœciej analizowane s¹ 

w strefie kontaktu wód morskich z lini¹ brzegow¹. Rzadziej 

analizowany jest odp³yw wody podziemnej oraz zawartych 

w niej substancji bezpoœrednio poprzez osady 

denne. W ostatnim trzydziestoleciu zrealizowano jednak 

kilka projektów krajowych i miêdzynarodowych zajmuj¹cych 

siê t¹ problematyk¹. Przy tej okazji testowano 

równie¿ ró¿ne metody oceny tego zjawiska. 

Dno morza Ba³tyckiego jest ostateczn¹ baz¹ drena¿u 

systemu wodonoœnego wód s³odkich (zwyk³ych) sp³ywaj¹cych 

z l¹du w kierunku akwenu morskiego. Poprzez 

osady denne infiltruj¹ równie¿ wody zmineralizowane 

i termalne z g³êbokich struktur wodonoœnych. W zale¿noœci 

od intensywnoœci tych procesów manifestuj¹ siê ró¿ne 

przejawy drena¿u podmorskiego. Jednym z nich s¹ zmiany 

zasolenia i temperatury w profilu pionowym (inwersje) 

oraz zmiany koncentracji chlorków w wodach porowych 

osadów dennych. O miejscach wyp³ywu s³odkich 

(zwyk³ych) wód wg³êbnych mo¿e równie¿ œwiadczyæ 

wystêpowanie struktur typu pockmarks lub nagromadzenia 

s³odkowodnych gatunków okrzemek. Wa¿nym i ci¹gle 

s³abo poznanym efektem drena¿u wód podziemnych s¹ 

zmiany sk³adu chemicznego osadów dennych i wód porowych 

w nich wystêpuj¹cych. Brakuje równie¿ szczegó³owych 

informacji o dynamice infiltracji wód wg³êbnych 

poprzez osady denne oraz o rozk³adzie i natê¿eniu 

tego procesu na dnie akwenów morskich. Wyj¹tkiem jest 

Zatoka Pucka, gdzie podjêto próbê rozpoznania przejawów 

wyp³ywu s³odkich wód z dna morskiego oraz wskazano 

szerokoœæ strefy drena¿u podmorskiego (Piekarek- 

-Jankowska, 1994). 

Metody badawcze s³u¿¹ce do oceny zjawisk zwi¹zanych 

z drena¿em podmorskim s¹ zaczerpniête z szerokiej 

palety badañ geologicznych prowadzonych na morzu 

oraz klasycznych metod hydrogeologicznych. Jedn¹ 

z podstawowych metod rozpoznawania budowy geologicznej 

i morfologii dna morskiego s¹ badania sejsmoakustyczne, 

zw³aszcza metody profilowania sonarowego 

typu side-scan sonar. Niezbêdne s¹ bezpoœrednie badania 

osadów dna morskiego, z czym zwi¹zany jest pobór 

próbek osadów dennych i wody morskiej oraz pomiary 

struktury hydrologicznej wody morskiej, szcze- 

138 


gólnie profilowanie zmian zasolenia i temperatury. Na 

p³ytkich akwenach mo¿liwe s¹ badania polowe umo¿liwiaj¹ce 

za pomoc¹ infiltrometrów bezpoœredni pomiar 

odp³ywu podziemnego. Uzupe³nieniem prac polowych 

s¹ badania laboratoryjne. Pozwalaj¹ one na kompleksow¹ 

analizê osadów dennych, badanie zawartoœci chlorków 

w wodach porowych oraz badanie stê¿eñ stabilnych 

izotopów tlenu i wodoru w wodach dennych i wodach 

porowych osadów dennych. 

W ramach kompleksowej analizy warunków hydrogeologicznych 

niezbêdna jest identyfikacja przybrze¿nego 

systemu wodonoœnego w czêœci l¹dowej i w miarê mo¿liwoœci 

w strefie morskiej. Wskazana jest równie¿ analiza 

pola hydrodynamicznego wód wg³êbnych pobrze¿a Ba³tyku. 

Matematyczny model przep³ywu wód i transportu 

masy umo¿liwia ostateczn¹ weryfikacjê przyjêtego systemu 

kr¹¿enia wód i oszacowanie iloœci wód podziemnych 

drenowanych przez osady morskie w obrêbie wielopiêtrowego 

systemu wodonoœnego. 

Jedn¹ z pierwszych prób syntetycznej oceny wystêpowania 

wód wg³êbnych w pod³o¿u Ba³tyku przylegaj¹cego 

do polskiego odcinka linii brzegowej przedstawili 

Dowgia³³o i Kozerski (1975) oraz Pietrucieñ (1983). Kozerski 

i Sadurski (1983) podjêli próbê hydrogeologicznej 

klasyfikacji strefy brzegowej po³udniowego Ba³tyku. 

Kompleksow¹ ocenê bezpoœredniego drena¿u wód podziemnych 

do akwenu morskiego na przyk³adzie Zatoki 

Puckiej przedstawi³a Piekarek-Jankowska (1994). Autorka 

zidentyfikowa³a formy i rodzaje drena¿u podmorskiego 

wód podziemnych, udzia³ poszczególnych formacji 

wodonoœnych oraz intensywnoœæ zachodz¹cych procesów. 

Wskaza³a równie¿ na wystêpuj¹ce przejawy drena- 

¿u wód podziemnych w dnie Zatoki Puckiej. Podobna 

praca o charakterze dokumentacyjnym zosta³a zrealizowana 

przez zespó³ J. Kryzy (2005). Oszacowano w niej 

warunki bezpoœredniego odp³ywu wód podziemnych do 

akwenu ba³tyckiego wraz z analiz¹ mo¿liwoœci zagospodarowania 

i ochrony wód. Podjête badania nie wykracza³y 

jednak poza strefê brzegow¹, a zjawisko drena¿u 

podmorskiego analizowano w bezpoœredniej bliskoœci linii 

brzegowej. Na uwagê zas³uguj¹ równie¿ wyniki prac 

badawczych podjêtych w ramach programów miêdzynarodowych 

SEAREG i ASTRA.

Wa¿nym zagadnieniem z zakresu hydrogeologii wybrze¿a 

Ba³tyku jest wystêpowanie wód zmineralizowanych 

(solanek) i wód leczniczych. Problematyka ta jest 

obecna w literaturze od wielu lat (m.in. Agopsowicz, Pazdro, 

1964; Kolago, 1964; Dowgia³³o, 1965, 1988; Bojarski, 

1966, 1978, 1996; Kawaterkiewicz, Sadurski, 1986; 

P³ochniewski, 1986). Wszystkie te prace skupia³y siê jednak 

na wodach mineralnych wystêpuj¹cych w l¹dowej 

czêœci brzegu morskiego. Nadal odczuwa siê niedostatek 

informacji o wodach mineralnych wystêpuj¹cych w strukturach 

wodonoœnych pod dnem Ba³tyku. 

Znacznie lepiej s¹ rozpoznane warunki hydrogeologiczne 

pod dnem morskim we wschodniej czêœci Ba³tyku. 

W rejonie Zatoki Fiñskiej i Zatoki Ryskiej stwierdzono 

odprowadzanie wód podziemnych w kierunku Morza 

Ba³tyckiego, zachodz¹ce w obrêbie g³êbokich struktur 

hydrogeologicznych (Silin-Biekczurin, 1958; Verte, 1965). 

Podobna sytuacja wystêpuje w rejonie Pó³wyspu Sambijskiego 

i Zalewu Kuroñskiego w obrêbie artezyjskiego basenu 

przyba³tyckiego (Verte, 1965; Zecker, 1968; Dzilna, 

1970). Wystêpowanie rozleg³ych struktur wodonoœnych 

pod dnem po³udniowego Ba³tyku potwierdzi³ równie¿ 

Zuzevicius (2010). Podj¹³ on próbê odtworzenia warunków 

hydrodynamicznych wystêpuj¹cych w ba³tyckim basenie 

artezyjskim podczas póŸnego plejstocenu. 

Krótka prezentacja opracowañ i publikacji nie wyczerpuje 

ca³ej listy opracowañ hydrogeologicznych uwzglêdniaj¹cych 

odp³yw wód podziemnych do Ba³tyku. Wspomnieæ 

nale¿y chocia¿by opracowania o charakterze dokumentacyjnym, 

kartograficznym oraz liczne opracowania 

geotechniczne prezentuj¹ce wyniki badañ z dziedziny 

geologii in¿ynierskiej, realizowane w strefie brzegowej 

i na p³ytkich wodach ujœæ rzek i portów morskich. Ogromny 

zasób informacji zawieraj¹ wyniki badañ geologicznych 

prowadzonych na morzu. Odpowiednia analiza wyników 

tych prac mo¿e byæ u¿yteczna przy rozwi¹zywaniu 

zagadnieñ podmorskiego drena¿u wód podziemnych. 

5.5.1. Czynniki kszta³tuj¹ce podmorski drena¿ 

wód podziemnych 

Intensywnoœæ drena¿u wód podziemnych w osadach 

dennych akwenów morskich kszta³tuje szereg czynników. 

Najwa¿niejszym z nich jest budowa geologiczna, 

a zw³aszcza wystêpowanie wychodni struktur wodonoœnych, 

stref dyslokacji, uskoków oraz rejonów podatnych 

Drena¿ wód podziemnych w basenie Morza Ba³tyckiego 

na aktywnoœæ sejsmiczn¹. Istotne jest równie¿ ukszta³towanie 

dna morskiego, rodzaj i przepuszczalnoœæ osadów 

dennych. Przejawy drena¿u podmorskiego mog¹ byæ istotnie 

modyfikowane równie¿ przez ruch wód morskich, 

zw³aszcza w strefie przydennej. 

Drug¹ grup¹ czynników kszta³tuj¹cych drena¿ podmorski 

s¹ warunki hydrogeologiczne wystêpuj¹ce w strefie 

l¹dowej i pod dnem morskim. Stopieñ rozpoznania 

hydrogeologicznego z przyczyn obiektywnych jest znacznie 

wiêkszy w czêœci l¹dowej przylegaj¹cej do brzegu 

morskiego. Dlatego te¿ na tym obszarze nieodzowne jest 

rozpoznanie ca³ego uk³adu hydrostrukturalnego wraz 

z systemem kr¹¿enia wód podziemnych, który ma decyduj¹ce 

znaczenie dla formowania strumieni przyp³ywaj¹cych 

w kierunku akwenu morskiego. Na intensywnoœæ 

drena¿u podmorskiego znacz¹co wp³ywaj¹ wartoœci ciœnienia 

hydrostatycznego p³ytszych zbiorników wód podziemnych 

i ciœnienia z³o¿owe g³êbokich zbiorników wód 

zmineralizowanych i termalnych. W rejonach intensywnej 

eksploatacji wód podziemnych strumieñ wód skierowany 

do osadów dennych mo¿e zostaæ os³abiony, a nawet 

odwrócony, co w efekcie przyczyni siê do zaniku drena¿u 

podmorskiego. 

Kompleksowa analiza wymienionych czynników oraz 

pe³na charakterystyka zjawiska drena¿u podmorskiego 

oraz jego wp³ywu na stan chemiczny osadów dennych 

po³udniowego Ba³tyku przekracza ramy niniejszej publikacji. 

Obecny stan rozpoznania oraz zakres dostêpnych 

informacji pozwalaj¹ na ogóln¹ charakterystykê najwa¿niejszych 

czynników kszta³tuj¹cych drena¿ podmorski, 

wstêpn¹ identyfikacjê stref drena¿u podmorskiego oraz 

na wstêpn¹ ocenê wp³ywu drena¿u podmorskiego na stan 

chemiczny osadów dennych. 

Budowa geologiczna i morfologia dna morskiego. 

Czynnikami sprzyjaj¹cymi zjawisku drena¿u podmorskiego 

s¹ strefy dyslokacji, ma³a mi¹¿szoœæ osadów kenozoicznych, 

wychodnie ogniw paleozoiku i kredy w pod³o¿u 

podczwartorzêdowym oraz rodzaj osadów dennych. 

W zachodniej czêœci wybrze¿a i akwenu Morza Ba³tyckiego 

pod utworami czwartorzêdu ods³aniaj¹ siê osady 

kredy górnej, jury oraz triasu górnego. Bezpoœrednie zaleganie 

osadów permu i triasu pod osadami plejstocenu 

jest czynnikiem sprzyjaj¹cym infiltracji wód zmineralizowanych 

do osadów dennych w tej czêœci Ba³tyku. Wa¿ne 

dla rozpoznawania dróg ascenzji wód wg³êbnych s¹ 

równie¿ strefy dyslokacji o ró¿nej gêstoœci wystêpowania 

139

pojedynczych uskoków. Na ogó³ s¹ one zorientowane 

prostopadle do brzegu morskiego i niekiedy rozcinaj¹ 

ca³y pakiet utworów osadowych paleozoiku i mezozoiku. 

Odmienna sytuacja wystêpuje w czêœci wschodniej po³udniowego 

Ba³tyku. W strefie przylegaj¹cej do linii brzegowej 

rozleg³e przestrzenie powierzchni podczwartorzêdowej 

wype³niaj¹ osady kredy górnej, paleogenu i neogenu. 

Dopiero pod tymi osadami stwierdzono równie¿ wystêpowanie 

(wychodnie) ska³ triasu dolnego i cechsztynu. 

Natomiast w rejonie Basenu Wschodniogotlandzkiego 

i na pó³noc od Rynny S³upskiej pod osadami czwartorzêdu 

zalegaj¹ utwory syluru i dewonu, a lokalnie tak¿e 

cechsztynu i triasu dolnego. Równie¿ we wschodniej czêœci 

Ba³tyku istniej¹ strefy dyslokacji, chocia¿ jest ich 

znacznie mniej ni¿ w czêœci zachodniej. 

Batymetria po³udniowego Ba³tyku w du¿ej mierze nawi¹zuje 

do ukszta³towania powierzchni podczwartorzêdowej. 

W rejonie Jaros³awca i Dar³ówka wystêpuj¹ liczne 

obni¿enia dochodz¹ce do 130–150 m p.p.m., a w rejonie 

rynien erozyjnych w Smo³dzinie i Dêbkach – do 

240 m p.p.m. Rynny te na ogó³ kontynuuj¹ siê na przyleg³ym 

l¹dzie. Struktury rynnowe czêsto s¹ wype³nione 

utworami piaszczystymi i piaszczysto-¿wirowymi. Stanowi¹ 

one swoiste kolektory przewodz¹ce strumienie wód 

podziemnych ku ostatecznej bazie drena¿u w osadach 

dennych po³udniowego Ba³tyku. 

Warunki hydrogeologiczne. Strefê brzegow¹ po³udniowego 

Ba³tyku wyró¿nia wielopiêtrowy uk³ad hydrostrukturalny 

obejmuj¹cy poziomy wodonoœne w utworach 

kenozoiku, lokalnie tak¿e kredy i jury. W profilu 

pionowym w pasie nizin nadmorskich pakiet osadów wodonoœnych 

siêga 250 m, a w rejonie Gdañska wzrasta nawet 

do prawie 400 m. Dominuj¹ w nim wody zwyk³e 

o znaczeniu u¿ytkowym, o mineralizacji

edukcji i w rezultacie dno Zatoki Gdañskiej przesta³o 

pe³niæ rolê bazy drena¿u. Jednak od 2000 r. eksploatacja 

wód podziemnych z kredy górnej drastycznie zmala³a 

i zosta³ przywrócony naturalny charakter hydrodynamiczny. 

Paleogeñskie i neogeñskie piêtra wodonoœne wystêpuj¹ 

prawie na ca³ym obszarze polskiego wybrze¿a Ba³tyku, 

z wyj¹tkiem obni¿eñ (rynien) w pod³o¿u czwartorzêdowym, 

np. w zachodnim pasie wybrze¿a a¿ do Bagicza, w rejonie 

G¹ski–Tymieñ, w okolicach Jaros³awca, Smo³dzina 

i £eby oraz na mierzejach Helskiej i Wiœlanej. Wody 

omawianych piêter wodonoœnych reprezentowane s¹ najczêœciej 

przez dwa poziomy: oligoceñski i mioceñski. Poziom 

oligoceñski wystêpuje na g³êbokoœci od 50 do 120 m 

i najczêœciej cechuj¹ go artezyjskie warunki hydrodynamiczne. 

Ostateczna baza drena¿u tych wód znajduje siê 

w strefie przybrze¿nej dna morskiego od kilkuset metrów 

do ok. 1–2 km. Lokalnie wody poziomu oligoceñskiego 

wyró¿niaj¹ siê podwy¿szon¹ zawartoœci¹ chlorków, np. 

kilkaset mg Cl/dm 3 w rejonie £opienicy, Wicka Morskiego, 

Rowów, £eby, a w rejonie Mielna nawet do 

5000 mg Cl/dm 3 . 

Mioceñski poziom wodonoœny wystêpuje lokalnie 

i sk³ada siê z dwóch lub nawet trzech warstw wodonoœnych, 

zalegaj¹cych w przedziale g³êbokoœci 10–100 m. 

Zwierciad³o wody poziomu mioceñskiego najczêœciej ma 

charakter subartezyjski i w strefie nadmorskiej uk³ada siê 

na rzêdnych niewiele przekraczaj¹cych poziom morza, 

od 2 do 0 m n.p.m. Równie¿ w poziomie mioceñskim lokalnie 

stwierdzono podwy¿szenie zasolenia wód (Dar- 

³ówek, Rowy, D¹bki, Jastrzêbia Góra). Najczêœciej nie 

przekracza ono 600 mg Cl/dm 3 , chocia¿ w Mielnie siêga 

6800 mg Cl/dm 3 . 

Czwartorzêdowe piêtro wodonoœne w strefie brzegowej 

Ba³tyku jest najszerzej rozprzestrzenione. Wody podziemne 

wystêpuj¹ w obrêbie poziomów miêdzyglinowych 

(miêdzymorenowych), dolinnych, deltowych, pradolinnych, 

sandrowych, mierzejowych oraz form kopalnych. 

W wielu przypadkach s¹ to niezwykle zasobne struktury 

wodonoœne i wiele z nich uzyska³o status g³ównych 

zbiorników wód podziemnych. Warstwy wodonoœne najczêœciej 

zalegaj¹ w przedziale g³êbokoœci 2–100 m. Prowadz¹ 

wody s³odkie (zwyk³e) o mineralizacji nieprzekraczaj¹cej 

600 mg/dm 3 . Tylko lokalnie wody mog¹ byæ zasolone 

na skutek ingresji wód s³onych wywo³anej nadmiern¹ 

eksploatacj¹. Na ¯u³awach Wiœlanych stopieñ 


zasolenia jest wiêkszy i siêga 3000 mg Cl/dm 3 . Wystêpuj¹ 

tam wody m³odoreliktowe pochodzeniem morskiego. 

G³ówn¹ baz¹ wszystkich czwartorzêdowych poziomów 

wodonoœnych jest strefa brzegowa. Tylko nieznaczna 

czêœæ wód g³êbokich struktur wodonoœnych oraz w rejonie 

wybrze¿y klifowych przep³ywa w g³¹b morza, infiltruj¹c 

do osadów dennych w pasie kilkuset metrów od 

linii brzegowej. 

* 

W strefie brzegowej po³udniowego Ba³tyku w utworach 

paleozoiku i mezozoiku rozpoznano szereg g³êbokich 

struktur wodonoœnych zawieraj¹cych wody wysokozmineralizowane 

i termalne. Wystêpuj¹ one pod grub¹ 

pokryw¹ ska³ osadowych m³odszych kompleksów geologicznych 

na znacznych g³êbokoœciach, przekraczaj¹cych 

niekiedy 1000 m. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e rozprzestrzeniaj¹ 

siê równie¿ pod dnem Ba³tyku. Z uwagi na wysokie 

ciœnienia z³o¿owe i koncentracjê wielu sk³adników maj¹ 

one niew¹tpliwie wp³yw na stan chemiczny osadów dennych. 

W Miêdzyzdrojach na g³êbokoœci 1209–1240 m 

(w warstwach jury dolnej) uzyskano wodê typu Cl–Na 

o mineralizacji 17,4%, w Miêdzywodziu na wyspie Wolin 

w utworach triasu górnego (kajper) na g³êbokoœci 

953 m rozpoznano solanki typu Cl–Na, J o mineralizacji 

9,4%. W Kamieniu Pomorskim w osadach jury dolnej na 

g³êbokoœci 335–414 m stwierdzono wody zmineralizowane 

typu Cl–Na, J o mineralizacji 3,5%. W Ustce w utworach 

permu na g³êbokoœci 680 m ujêto wody typu typu 

Cl–Na, J, S o mineralizacji 3,3% i temperaturze 21°C. We 

wschodniej czêœci wybrze¿a Ba³tyku w otoczeniu Zatoki 

Gdañskiej (Sopot, Jastarnia, Krynica Morska, Jantar) zosta³ 

rozpoznany rozleg³y zbiornik w utworach triasu dolnego 

(pstry piaskowiec), na g³êbokoœci 400–1000 m. Zawiera 

on wody zmineralizowane typu Na–Cl, J o mineralizacji 

1,5–5% i temperaturze 22 o C. Wysokie ciœnienie 

z³o¿owe powoduje warunki artezyjskie, w efekcie zwierciad³o 

wody stabilizuje siê od kilkunastu do 40 m powy- 

¿ej terenu. 

Intensywnoœæ infiltracji wód zmineralizowanych 

przez ska³y s³abo przepuszczalne w du¿ym stopniu zale- 

¿y od mineralizacji przes¹czaj¹cej siê wody. Jest ona 

tym intensywniejsza im wiêksza jest ró¿nica w mineralizacji 

wody s¹siaduj¹cych zbiorników lub warstw wodonoœnych. 

141

5.5.2. Strefy drena¿u wód podziemnych 

w osadach dennych po³udniowego Ba³tyku 

Dno Morza Ba³tyckiego wraz z lini¹ brzegow¹ stanowi¹ 

g³ówne bazy drena¿u wód podziemnych wszystkich 

poziomów i piêter wodonoœnych. G³ówne obszary zasilania 

tego systemu kr¹¿enia znajduj¹ siê na obszarach pojeziernych 

oraz wysoczyznach lodowcowych wystêpuj¹cych 

na po³udniowym wybrze¿u Ba³tyku. Strumienie 

przep³ywu wód podziemnych skierowane s¹ ku morzu. 

Ocena bezpoœredniego odp³ywu wód do morza by³a 

przedmiotem kilku prac badawczych i dokumentacyjnych. 

Pierwsz¹ ocenê opart¹ na obliczeniach analitycznych 

wykona³ Drwal (1967). Dotyczy³a ona jednak tylko niewielkiego 

fragmentu wybrze¿a Ba³tyku. Pietrucieñ (1983) 

oszacowa³ odp³yw wód podziemnych na ca³ej d³ugoœci 

wybrze¿a. Wed³ug niego bezpoœrednio do Ba³tyku odp³ywa 

0,78 km 3 /rok, co daje ok. 89 280 m 3 /h. Ocena ta pomija³a 

jednak g³êbsze poziomy wodonoœne z utworów paleogenu, 

kredy i jury. Kolejny projekt o charakterze dokumentacyjnym, 

obejmuj¹cy ca³y pas nadmorski po³udniowego 

Ba³tyku, by³ realizowany przez zespó³ J. Kryzy 

(2005). Wielkoœæ bezpoœredniego odp³ywu podziemnego 

do akwenu ba³tyckiego oszacowano na 16 568 m 3 /h, 

z czego: 

z czwartorzêdu 11 411 m³/h na odcinku 462,25 km 

z neogenu i paleogenu 2 941 m³/h 149,75 km 

z kredy 1 019 m³/h 107,50 km 

z jury–kredy 1 197 m³/h 135,00 km. 

Z utworów jury i kredy do morza dop³ywaj¹ czêœciowo 

wody o podwy¿szonej lub znacznej mineralizacji. 

Najwiêksze natê¿enie drena¿u wód podziemnych zachodzi 

w regionie gdañskim, gdzie na odcinku 1 km 

brzegu morskiego w kierunku morza odp³ywa od 24 do 

45 m 3 /h. Równie wysoki jest odp³yw z wyspy Wolin – 

ok. 32 m 3 /h·km. 

W tych dwóch cytowanych ocenach odp³ywu podziemnego 

daje siê zauwa¿yæ znaczne ró¿nice. Z uwagi na 

zastosowanie ró¿nych metod obliczeniowych (badania 

polowe, analiza hydrogeologiczna i badania modelowe 

przep³ywu wód podziemnych) wyniki Kryzy nale¿y uznaæ 

za bardziej miarodajne. Z kolei zespó³ badawczy realizuj¹cy 

miêdzynarodowy projekt „Groundwater inflow 

from coastal aquifers to the Balic Sea” oszacowa³ bezpoœredni 

odp³yw wód podziemnych do Ba³tyku z polskiego 

i niemieckiego wybrze¿a na 45 m 3 /s (162 000 m 3 /h), 

142 


z czego ok. 40% przypada na wybrze¿e polskie (Peltonen, 

red., 2002). Ze wschodniej czêœci wybrze¿a, miêdzy Ustk¹ 

a ujœciem Wis³y, bezpoœredni odp³yw wód zwyk³ych do 

Ba³tyku, zachodz¹cy w utworach kenozoiku i kredy górnej, 

okreœlono na ok. 2800 m 3 /h (Lidzbarski, 2005). Odp³yw 

ten jest jednak pomniejszony o pobór wód podziemnych 

przez ujêcia komunalne i przemys³owe (ok. 

3000 m 3 /h), który ogranicza natê¿enie strumienia wód 

podziemnych przep³ywaj¹cego w kierunku morza. Podobna 

ocena dokonana przez Piekarek-Jankowsk¹ (1994) 

szacuje natê¿enie podmorskiego dop³ywu wód podziemnych 

do Zatoki Puckiej w obrêbie wodonoœnych utworów 

czwartorzêdu, neogenu, paleogenu i kredy górnej na ok. 

3500 m 3 /h. Nieco wy¿sze wartoœci odp³ywu podziemnego 

do Zatoki Gdañskiej i Zatoki Puckiej podaje Kozerski 

(red., 2007) – ok. 6700 m 3 /h, z czego z utworów kredy 

górnej – ok. 1100 m 3 /h. 

Z przytoczonych danych wynika, ¿e najczêœciej by³ 

analizowany dop³yw wód podziemnych do Ba³tyku w regionie 

gdañskim. Poszczególne oceny ró¿ni¹ siê jednak 

znacznie, pomimo stosowania podobnych metod obliczeniowych 

(analiza hydrogeologiczna i badania modelowe 

przep³ywu wód podziemnych). Dlatego trudno uznaæ stan 

rozpoznania odp³ywu bezpoœredniego wód podziemnych 

(s³odkich) za satysfakcjonuj¹cy. Mo¿na za³o¿yæ, ¿e w rejonie 

Zatoki Gdañskiej w warunkach naturalnych bezpoœredni 

odp³yw wód do Ba³tyku z ca³ego systemu wodonoœnego 

siêga 8000 m 3 /h. 

Brak informacji nie pozwala na obecnym stanie rozpoznania 

oceniæ wielkoœci odp³ywu w kierunku Morza 

Ba³tyckiego wód zmineralizowanych i termalnych, wystêpuj¹cych 

w g³êbokich zbiornikach kredy i paleozoiku. 

Zasiêg stref podmorskiego drena¿u w dnie morza zale- 

¿y g³ównie od typu drena¿u, izolacji warstw wodonoœnych 

kontynuuj¹cych siê pod dnem Ba³tyku, ciœnieñ hydrostatycznych, 

natê¿enia przep³ywu wód podziemnych. 

P³ytkie wody wystêpuj¹ce w utworach czwartorzêdu 

z wodami morskimi najczêœciej kontaktuj¹ siê bezpoœrednio 

na linii brzegowej lub na dnie morskim w niewielkim 

oddaleniu od brzegu. Szerokoœæ strefy drena¿u podmorskiego 

tych wód nie przekracza kilkunastu metrów, chocia¿ 

w niektórych przypadkach mo¿e dochodziæ do kilkuset 

metrów, np. w rejonie Gdañska miêdzy ujœciem Martwej 

i Œmia³ej Wis³y. Nieco wiêkszy zasiêg drena¿u podmorskiego 

wystêpuje w g³êbszych poziomach wodonoœnych 

plejstocenu (rynny erozyjne, wybrze¿a klifowe),

neogenu i paleogenu. W przypadku tych poziomów wodonoœnych 

wody przep³ywaj¹ce pod dnem Ba³tyku s¹ 

izolowane kompleksem s³abo przepuszczalnym. Drena¿ 

do osadów dennych zachodzi drog¹ ascenzji w pasie 

o szerokoœci ok. 1–2 km od brzegu morskiego. Lokalnie 

mo¿e on byæ wiêkszy i siêgaæ nawet 10 km (Piekarek- 

-Jankowska, 1994). Najdalej od brzegu morskiego zachodzi 

drena¿ wód kredy górnej. W rejonie Zatoki Gdañskiej 

siêga on kilkudziesiêciu kilometrów (a¿ po Hel). Podmorska 

czêœæ tego zbiornika zasilana jest przede wszystkim 

z obszaru Pojezierza Kaszubskiego (Sadurski, 1989). 

Wed³ug Breive (1973) zasilanie basenu górnokredowego 

zalegaj¹cego pod dnem Zatoki Gdañskiej zachodzi równie¿ 

z obszaru Niziny Pruskiej. Jednak na skutek intensywnej 

eksploatacji wód podziemnych zosta³o ono znacznie 

ograniczone. Od dziesiêciu lat regionalny lej depresji 

odbudowa³ siê i obecnie ciœnienia w utworach kredy 

osi¹gnê³y stan naturalny. Oznacza to, ¿e drena¿ podmorski 

zachodz¹cy w osadach dennych Zatoki Gdañskiej 

i Zatoki Puckiej zosta³ prawdopodobnie przywrócony. 

Intensywny drena¿ wód podziemnych zachodzi równie¿ 

w rejonach g³êbokich struktur podczwartorzêdowych, 

rozcinaj¹cych pod³o¿e i kontynuuj¹cych siê w dnie morskim 

pod utworami holocenu. Przyk³adem mo¿e byæ rynna 

¿arnowiecka oraz zespó³ rynien w rejonie jezior £ebsko 

i Gardno. 

Zasiêg ascenzji wód zmineralizowanych w dnie morskim 

jest nieznany. Mo¿na jednak przypuszczaæ, ¿e siêga 

on kilkadziesi¹t kilometrów od brzegu morskiego, zgodnie 

z zasiêgiem osadów jury i paleozoiku. Œwiadcz¹ o tym 

podwy¿szone koncentracje niektórych metali w osadach 

dennych w miejscach wychodni osadów „zbiornikowych” 

oraz w strefach dyslokacji. 

Jedn¹ z poœrednich metod oceny wp³ywu wód wg³êbnych 

na sk³ad chemiczny osadów dennych s¹ znormalizowane 

mapy rozk³adu niektórych metali (fig. 5.29). Konfrontacja 

wyników zdjêcia geochemicznego z budow¹ 

geologiczn¹ po³udniowego Ba³tyku pozwala na wstêpn¹ 

identyfikacjê stref drena¿u wód wg³êbnych. 

Mapa znormalizowanych zawartoœci baru ujawnia podwy¿szone 

zawartoœci Ba/Al w rejonie £awicy S³upskiej, 

Rynny S³upskiej i Basenu Wschodniogotlandzkiego. Mo¿na 

je korelowaæ ze stref¹ wyklinowania siê utworów permsko-mezozoicznych 

oraz uskokami Smo³dzina, Karwi 

i KuŸnicy. W Zatoce Pomorskiej podwy¿szone zawartoœci 

Ba/Al zdaj¹ siê korelowaæ ze strefami uskokowymi. 


Zarówno najwy¿sze bezwzglêdne zawartoœci baru, jak 

i zawartoœci baru znormalizowane wzglêdem glinu zwi¹zane 

s¹ z obszarami wystêpowania konkrecji ¿elazowo- 

-manganowych. 

Strefa wzglêdnie wysokich zawartoœci strontu wystêpuje 

w rejonie £awicy S³upskiej i na pó³noc od £awicy Stilo. Pokrywa 

siê to ze stref¹ regionalnego wyklinowania siê osadów 

permomezozoiku. Podwy¿szone zawartoœci strontu 

wystêpuj¹ te¿ w pobli¿u brzegu w rejonie jezior Kopañ, 

Wicko, £ebsko i ¯arnowieckiego. S¹ one powi¹zane z g³êbokimi 

rozciêciami erozyjnymi pokrywy czwartorzêdowej. 

Na l¹dzie, w obrêbie rozciêæ erozyjnych, stwierdzono wody 

termalne i solanki wzbogacone w stront w osadach permu 

i triasu. Mo¿na wiêc przypuszczaæ, ¿e osady denne mog³y 

zostaæ wzbogacone w stront na skutek ascenzji wód zmineralizownych 

i termalnych. W Zatoce Pomorskiej, w obrêbie 

bloków Gryfic i Ko³obrzegu, równie¿ daj¹ siê zauwa¿yæ 

du¿e obszary o wzglêdnym wzbogaceniu osadów piaszczystych 

w stront. Wystêpuje tu gêsta sieæ uskoków, a pod 

osadami czwartorzêdu zaznaczaj¹ siê strefy erozyjnych 

wyklinowañ triasu i jury (Kramarska red., 1999). 

Rozk³ad znormalizowanych zawartoœci wanadu wykazuje 

podobne korelacje z budow¹ geologiczn¹ jak bar 

i stront. Podwy¿szone koncentracje wanadu wskazuj¹ co 

prawda na drogi wyp³ywu wêglowodorów, jednak w niektórych 

przypadkach mo¿na je równie¿ wi¹zaæ z wyp³ywami 

solanki i byæ mo¿e wód termalnych. Dotyczy to 

zw³aszcza rejonu £awicy S³upskiej i £awicy Stilo oraz 

niektórych czêœci akwenu Ba³tyku w pobli¿u brzegu, 

gdzie zaznaczaj¹ siê strefy wyklinowania utworów wodonoœnych 

permu, triasu i kredy. 

Poprzez osady denne po³udniowego Ba³tyku drenowane 

s¹ wody s³odkie (zwyk³e) wszystkich piêter i poziomów 

wodonoœnych kenozoiku wystêpuj¹ce na l¹dzie, 

wody zmineralizowane kredy i jury oraz solanki i wody 

termalne permu i triasu. Zasiêg strefy drena¿u p³ytkich 

wód czwartorzêdu i neogenu nie przekracza kilkuset metrów. 

W przypadku g³êbokich poziomów wodonoœnych 

paleogenu, kredy i jury strefa drena¿u jest znacznie szersza 

i siêga kilkudziesiêciu kilometrów. Jednymi z wa¿niejszych 

stref drena¿u wód podziemnych s¹ Zatoka 

Gdañska i Zatoka Pucka, gdzie infiltruj¹ s³odkie wody 

poziomów kenozoicznych i kredy górnej. 

Bezpoœredni odp³yw wód podziemnych do Zatoki Gdañskiej 

szacuje siê na ok. 8000 m 3 /h. Najwiêkszy udzia³ 

w drena¿u maj¹ wody z utworów czwartorzêdowych. Na 

143

144 

Dop³yw substancji chemicznych do Morza Ba³tyckiego

obecnym etapie rozpoznania trudno jest oceniæ odp³yw 

wód na ca³ym po³udniowym wybrze¿u Ba³tyku. 

Do najwa¿niejszych przejawów drena¿u wód wg³êbnych 

mo¿na zaliczyæ: zmiany zasolenia i temperatury 

w profilu pionowym (inwersje), zmiany koncentracji 

chlorków w wodach porowych osadów dennych, wystêpowanie 

struktur typu pockmarks oraz zmiany sk³adu 

chemicznego osadów dennych i wód porowych w nich 

wystêpuj¹cych. 

Zaznacza siê wyraŸny wp³yw ascenzji wód wg³êbnych 

na sk³ad chemiczny osadów dennych. Obszary 


Fig. 5.29. Mapy znormalizowanych zawartoœci wybranych metali w osadach dennych Ba³tyku (Uœcinowicz i in., 2004): 

baru (a), strontu (b) i wanadu (c) 

wzglêdnie podwy¿szonych zawartoœci baru, strontu i wanadu 

wyraŸnie koreluj¹ ze strefami uskoków, strefami 

wyklinowañ kompleksów osadowych i g³êbokimi wciêciami 

w powierzchni podczwartorzêdowej. Zbie¿noœæ 

podwy¿szonych wartoœci Ba/Al, Sr/Al i V/Al z elementami 

strukturalno-geologicznymi i morfologicznymi pod- 

³o¿a czwartorzêdu mo¿e wskazywaæ na strefy drena¿u 

wód podziemnych z utworów kenozoiku i kredy oraz 

wyp³yw solanek i wód termalnych z utworów permskich 

i mezozoicznych. 

145

5.6. Bojowe œrodki truj¹ce oraz wraki na dnie Ba³tyku 

Prze³om lat osiemdziesi¹tych i dziewiêædziesi¹tych 

XX wieku charakteryzowa³ siê wzmo¿on¹ dzia³alnoœci¹ 

rz¹dów pañstw, sygnatariuszy Konwencji Helsiñskiej 

(1992) w dziedzinie poszukiwania optymalnych rozwi¹zañ 

problemów zwi¹zanych z zatopion¹ na dnie Morza 

Ba³tyckiego amunicj¹ chemiczn¹ (Kasperek, 2001) 

oraz w zakresie postêpowania z wrakami. 

Problem zagro¿enia œrodowiska morskiego przez wraki 

okaza³ siê na tyle powa¿ny, ¿e w 1997 r. Ministerstwo 

Œrodowiska Finlandii zwróci³o siê do HELCOM o wprowadzenie 

przez wszystkie pañstwa nadba³tyckie jednolitej 

klasyfikacji wraków ze wzglêdu na stopieñ ich zagro¿enia 

dla œrodowiska morskiego (Szulc, 2001). Klasyfikacja 

fiñska opiera siê g³ównie na potencjalnej mo¿liwoœci 

ska¿enia przez wyciek ropy zmagazynowanej we 

wrakach. Miar¹ potencjalnego ska¿enia rozlewem z wraku 

mo¿e byæ maksymalna pojemnoœæ zbiorników z paliwem 

na danym wraku (Gajewski i in., 1999). Podstawowym 

celem klasyfikacji fiñskiej jest okreœlenie kategorii 

wraków ze wzglêdu na stopieñ ich rozpoznania oraz zagro¿enie, 

jakie mog¹ stanowiæ dla œrodowiska morskiego, 

a tak¿e zdefiniowanie dzia³añ, jakie nale¿y podj¹æ 

w celu wyeliminowania niebezpieczeñstwa (Szulc, 2001). 

Przyk³adem zagro¿enia dla œrodowiska Morza Ba³tyckiego 

ze strony wraków mo¿e byæ zatoniêcie jednostki 

Stuttgart. Katastrofa tego statku wydarzy³a siê ponad 60 

lat temu, ale jest to dobra ilustracja tego, jak d³ugo niektóre 

produkty przerobu ropy naftowej (w tym przypadku 

mazut) pozostaj¹ w œrodowisku morskim przy dnie i jakie 

skutki ekologiczne niesie za sob¹ wyciek oleju do morza. 

Stuttgart by³ niemieck¹ pomocnicz¹ jednostk¹ szpitaln¹, 

s³u¿¹c¹ do transportu chorych podczas II wojny œwiatowej. 

Zbudowano go w 1923 r. w stoczni AG Vulkan 

w Szczecinie. W latach 1939–1943 s³u¿y³ jako statek 

szpitalny w Norwegii. By³a to jednostka œredniej wielkoœci 

– d³ugoœæ 160 m, szerokoœæ 19,8 m i wysokoœæ 10,5 m, 

o szeœciocylindrowym silniku parowym o potrójnym 

stopniu rozprê¿ania, opalanym mazutem (fig. 5.30). 

W paŸdzierniku 1943 r. podczas cumowania w porcie 

gdyñskim na statku wybuch³ po¿ar. Prawdopodobnie by³ 

to sabota¿ lub wybuch bomby podczas amerykañskiego 

nalotu na Gdyniê. W celu unikniêcia wiêkszych ofiar 

oraz zagro¿enia po¿arowego portu p³on¹cy statek zosta³ 

146 


pospiesznie odholowany w g³¹b zatoki, a nastêpnie zaton¹³ 

na wysokoœci g³ównego wejœcia do portu Gdynia 

na g³êbokoœci 25 m wraz z rannymi na pok³adzie. Prze- 

¿y³o niewielu obecnych w tym czasie na pok³adzie statku 

(www.balticwrecks.com.pl). W koñcu lat 50. i na pocz¹tku 

60. ubieg³ego stulecia jednostki Polskiego Ratownictwa 

Okrêtowego (obecnie Morska S³u¿ba Poszukiwania 

i Ratownictwa) prowadzi³y tu akcje wydobywcze, 

gdy¿ wrak stanowi³ przeszkodê dla ¿eglugi. W 1962 r., po 

wydaniu zakazu stosowania metod pirotechnicznych, zawieszono 

prace wydobywcze. 

Nurkowie Centralnego Muzeum Morskiego w Gdañsku 

kilkakrotnie próbowali zlokalizowaæ wrak. Wchodz¹c 

na pozycjê podawan¹ w rz¹dowych wykazach wraków, 

trafili jedynie na pojedyncze blachy. Po wielu próbach 

najskuteczniejsz¹ wskazówk¹ okaza³y siê plamy substancji 

ropopochodnych na powierzchni wody, najprawdopodobniej 

skutki wczeœniejszych akcji pirotechnicznych. 

Poszukiwania ponowiono w 1992 r. i wówczas natrafiono 

na spore zanieczyszczenie mazutem. Wspólnie 

z ekip¹ p³etwonurków brytyjskich, magnetometrem odnaleziono 

szcz¹tki wraku. Zgodnie z relacj¹ nurków zalega³ 

on w mulistym dnie, wystaj¹c maksymalnie do wysokoœci 

2 m. Penetruj¹cy dno nurkowie naruszyli zalegaj¹cy 

na dnie mazut i zaobserwowano du¿e plamy ropopochodnych 

substancji pojawiaj¹ce siê na powierzchni 

wody. Po wyjœciu na pok³ad okaza³o siê, ¿e skafandry 

Fig. 5.30. Statek szpitalny Stuttgart 

(www.wlb-stuttgart.de)

nurków, którzy byli na dnie, pokryte by³y warstw¹ mazutu 

(www.zoo.im.gda.pl). 

Wrak statku Stuttgart zosta³ zlokalizowany na pozycji 

o wspó³rzêdnych 54°33’33,2" N i 18°36’59,6" E, na g³êbokoœci 

oko³o 20 m, osi¹ pod³u¿n¹ skierowany na pó³nocny 

wschód. Odleg³oœæ pomiêdzy krañcowymi punktami 

wystaj¹cymi nad dno wynosi oko³o 140 m, a jego szerokoœæ 

nie przekracza 20 m. Nad dnem wystaj¹ blachy i prêty, 

rozlokowane generalnie wzd³u¿ zarysu wraku statku. 

Niektóre obiekty wystaj¹ nad dno morskie oko³o 3 m 

(Gajewski i in., 1999). 

W 1997 r. równie¿ Instytut Morski w Gdañsku rozpocz¹³ 

badania wraku niemieckiego statku le¿¹cego na 

dnie Zatoki Gdañskiej. Prowadzone badania wykaza³y 

ska¿enie mazutem dna morskiego na obszarze kilkunastu 

hektarów wokó³ wraku. W niektórych miejscach warstwa 

gêstego paliwa zalegaj¹cego na dnie siêga³a 40 cm. W tej 

strefie znaleziono wiele szkieletów i martwych ryb (Szulc, 

2001). Œwiadczy to o ci¹g³ym zagro¿eniu dla istot ¿ywych 

(m.in. dla ryb), mimo up³ywu lat. 

W celu oceny stopnia oddzia³ywania oleju zawartego 

w zbiornikach wraków na œrodowisko morskie niezbêdny 

jest monitoring chemiczny wód i osadów w tym rejonie. 

Szczególnie wa¿ne jest sprawdzenie ska¿enia osadów 

dennych substancjami wydobywaj¹cymi siê z wraków. 

Ska¿enia te s¹ najbardziej trwa³e i tu kumuluj¹ siê zanieczyszczenia. 

Wrak statku Stuttgart od chwili zatopienia 

jest Ÿród³em sta³ego ska¿enia osadów i toni wodnej produktami 

ropopochodnymi oraz stanowi zagro¿enie dla 

¿ycia biologicznego. 

Na pocz¹tku lat 90. XX w. broñ chemiczna (ang. chemical 

weapon – CW) zatopiona w Ba³tyku sta³a siê 

szczególnym przedmiotem zainteresowañ Komisji Helsiñskiej. 

Bezpoœredni¹ przyczyn¹ podjêcia tego tematu 

by³ przypadek znalezienia 18 lutego 1992 r. na Bornholmie 

bomby chemicznej wype³nionej iperytem. Decyzj¹ 

XIV Narady Komisji Helsiñskiej z 1993 r. zosta³a powo³ana 

Grupa Robocza ds. Zatopionej Amunicji Chemicznej 

(HELCOM CHEMU, 1994). Po rozwi¹zaniu 

w 1995 r. tej grupy roboczej realizacjê ustanowionych 

zadañ zwi¹zanych z zatopion¹ amunicj¹ chemiczn¹ (ang. 

chemical munition – CM) przejê³y komitety Ochrony 

Œrodowiska (EC) i ds. Zwalczania Rozlewów (CC). Rolê 

przewodni¹ powierzono Danii. W tym czasie pañstwa 

nadba³tyckie przygotowa³y kilka raportów krajowych 

(Paka, 2007). 

Bojowe œrodki truj¹ce oraz wraki na dnie Ba³tyku 

Ogromne iloœci amunicji konwencjonalnej, pocisków 

gazowych oraz gazów parz¹cych w metalowych pojemnikach 

zatopiono w ró¿nych rejonach Morza Ba³tyckiego 

w latach 1945–1948 (Korzeniewski, 1994). Na krótko 

przed zakoñczeniem II wojny œwiatowej zrzutów do morza 

dokonywa³y niemieckie w³adze okupacyjne w Danii, 

a po wojnie tak¿e alianci decyzj¹ konferencji w Poczdamie 

z 2 sierpnia 1945 r. 

W Ba³tyku zatapianie broni chemicznej odbywa³o siê 

w trzech g³ównych rejonach: Ma³y Be³t (54°48’22”N, 

10°13’22”E, 54°50’N–54°47’N, 10°08’E–10°15’E), G³êbia 

Bornholmska – na wschód od Bornholmu (rejon zatopienia 

mia³ promieñ 3 Mm, œrodek rejonu wytyczony 

koordynatorami 55°21’N i 15°37’E; g³êbokoœæ akwenu 

od 70 do 105 m) oraz po³udniowo-wschodnia czêœæ 

G³êbi Gotlandzkiej (56°16’N, 18°39’E, 56°16’N, 18°51’E, 

56°20’N, 18°55’E, 56°20’N, 19°31’E, 56°07’N, 19°15’E, 

55°66’N, 19°15’E, 55°56’N, 18°39’E; g³êbokoœæ akwenu 

od 70 do 120 m) (fig. 5.31). W wiêkszoœci przypadków 

bojowe œrodki truj¹ce (BST lub z ang. warfare agents – 

WA) wype³nia³y pociski artyleryjskie, miny, granaty dymne, 

bomby lotnicze i burz¹ce; by³y one jednak równie¿ 

zatapiane w ró¿nych metalowych pojemnikach (puszkach, 

beczkach). Broñ chemiczn¹ wyrzucano do wody luzem 

lub w drewnianych skrzyniach, czêœæ zaœ znajdowa³a 

siê w ³adowniach zatopionych statków (HELCOM, 1996). 

Wiele wskazuje na to, ¿e pewna iloœæ broni chemicznej 

zosta³a wyrzucona za burtê równie¿ podczas transportu 

do ba³tyckich miejsc zatopieñ. Na dodatek amunicja chemiczna 

wyrzucana w drewnianych skrzyniach przez jakiœ 

czas dryfowa³a, zanim opad³a na dno. Nie wiadomo, ile ton 

wyrzucono w ten sposób (Andrulewicz, 1996; Schultz- 

-Ohlberg i in., 2002). Dodatkow¹ wiedzê o mo¿liwych 

miejscach zatopieñ amunicji chemicznej wprowadza informacja 

o rejonach jej wy³awiania (fig. 5.31). Prawdopodobne 

s¹ doniesienia, ¿e broñ chemiczn¹ wyrzucano 

równie¿ w niewielkiej odleg³oœci od Dziwnowa, Ko³obrzegu, 

Dar³owa i Helu oraz w rejonie centralnej czêœci 

Basenu Gdañskiego. Szczególnie tê amunicjê, która ze 

wzglêdu na swój stan techniczny (np. uszkodzenie) mog³a 

byæ ju¿ wówczas niebezpieczna dla za³óg transportuj¹cych 

je do docelowych punktów zrzutu. 

Zatapianie toksycznych pozosta³oœci wojennych w obszarach 

p³ytkich o wysokiej dynamice œrodowiska jak 

równie¿ w obszarach, w których aktywnie prowadzone 

jest rybo³ówstwo (np. wschodni Basen Bornholmski) 

147

148 


Fig. 5.31. a – Lokalizacja zatopionej amunicji konwencjonalnej i chemicznej; b – kontakty z bojowymi œrodkami 

truj¹cymi (BST) w Ba³tyku (HELCOM CHEMU, 1994; Kasperek, 1999; www.nto.pl )

stworzy³o zagro¿enie nie tylko dla œrodowiska morskiego, 

ale tak¿e dla gêsto zaludnionej strefy brzegowej. 

W okresie powojennym przypadki wy³owienia amunicji 

chemicznej i wyrzucenia pojemników z bojowymi œrodkami 

truj¹cymi na brzeg zanotowano w Polsce, Szwecji, 

Niemczech, Danii oraz na Litwie i £otwie (HELCOM 

CHEMU, 1994). W polskiej strefie brzegowej wypadki 

poparzenia nieznanymi substancjami najczêœciej wystêpowa³y 

na zachodnim i œrodkowym wybrze¿u w rejonie 

Ustki oraz na Pó³wyspie Helskim w okolicach Juraty 

(HELCOM, 1993). 

Czêstotliwoœæ kontaktu z bojowymi œrodkami truj¹cymi 

nie nale¿y do sporadycznych, jednak informacje o tych 

zdarzeniach nie s¹ pe³ne. Najwiêksz¹ wiarygodnoœci¹ 

charakteryzuj¹ siê dane przedstawione przez Duñczyków. 

Starannie prowadzonej ewidencji wy³awianych nieznanych 

obiektów sprzyja wyp³acanie duñskim rybakom 

odszkodowañ za straty spowodowane ska¿eniem po³owów. 

St¹d te¿ nieporównywalnie wiêksza by³a liczba 

zg³oszonych przez Daniê incydentów kontaktu z bojowymi 

œrodkami truj¹cymi ni¿ przez wszystkie pozosta³e 

pañstwa. U wschodnich wybrze¿y Bornholmu w latach 

1985–1992 dosz³o do 342 „po³owów” CW o masie ponad 

17 ton (HELCOM CHEMU, 1994). Najwiêcej (103) incydentów 

odnotowano w 1991 r. W póŸniejszych latach 

(1995–2005) wy³owiono 98 sztuk broni chemicznej, której 

³¹czna masa przekracza³a 3,5 tony. Maksymaln¹ iloœæ 

(23 sztuki) broni chemicznej, o masie ponad 1 tony, odnotowano 

w 2003 r. (HELCOM CHEMU, 2006). Tym- 


czasem Niemcy, Polska, Szwecja, Litwa i £otwa zg³osi³y 

do 1993 r. ³¹cznie nie wiêcej ni¿ 50 przypadków 

kontaktu z bojowymi œrodkami truj¹cymi. Najczêœciej 

wy³awianym BST, z którym maj¹ kontakt ludzie, jest 

iperyt (fig. 5.32). 

Pierwsze og³oszone przypadki kontaktu ludzi z bojowymi 

œrodkami truj¹cymi w polskiej wy³¹cznej strefie 

ekonomicznej mia³y miejsce w latach 50. (tab. 5.18). Do 

najbardziej dramatycznego w przebiegu zdarzenia dosz³o 

na pla¿y w Dar³ówku w lipcu 1955 r., gdy fale morskie 

przerzuci³y przez falochron metalow¹ beczkê wype³nion¹ 

iperytem. Dzieci bawi¹ce siê na pla¿y zaczê³y j¹ toczyæ, 

nie zwracaj¹c uwagi na wyciekaj¹c¹ z niej br¹zowo-czarn¹ 

ciecz. Objawy ska¿enia iperytem siarkowym 

wyst¹pi³y ju¿ po pó³ godzinie. 102 dzieci zosta³o poparzonych, 

a w przypadku czwórki dzieci dosz³o do powa¿nego 

uszkodzenia wzroku. Po tym wypadku zamkniêty 

zosta³ dostêp do pla¿y, a ska¿ony teren zneutralizowano 

(codziennie, przez 7 dni, wysypywano 3 tony wapna 

chlorowanego). Pla¿a zosta³a otwarta po trzech miesi¹cach 

(Korzeniewski, 1994). 

Rybacy to grupa szczególnie nara¿ona na kontakt z bojowymi 

œrodkami truj¹cymi. Na skutek wy³owienia BST dochodzi 

do poparzenia za³ogi, a ska¿eniu ulegaj¹ sieci oraz 

kuter i jego osprzêt. Do pierwszego tego typu zdarzenia 

dosz³o w 1963 r., a do ostatniego odnotowanego – w styczniu 

1997 r. W tym ostatnim przypadku 30 Mm na pó³noc od 

W³adys³awowa za³oga kutra W£A 206 wy³owi³a prawie 

5-kilogramow¹ brunatn¹ bry³ê, przypominaj¹c¹ glinê. 

Fig. 5.32. Wy³owiona z morza bomba z iperytem (a) i grudka iperytu wœród z³owionych ryb (b) 

(http://levis.sggw.waw.pl) 

149

Nieœwiadomi zagro¿enia rybacy doznali ciê¿kich, trudno 

goj¹cych siê oparzeñ (Kasperek, 1999). 

Równie¿ organizmy morskie maj¹ce bezpoœredni kontakt 

z BST ulegaj¹ ska¿eniu (fig. 5.32). W Zatoce Puckiej 

pod koniec lat 70. XX w. mia³o miejsce masowe wyrzucanie 

na brzeg martwych ryb oraz wodorostów. Niektórzy 

badacze ³¹cz¹ ten fakt w³aœnie z zatopion¹ w morzu 

broni¹ chemiczn¹. 

Przypuszcza siê, ¿e na dnie Ba³tyku mo¿e znajdowaæ 

siê od 40 do 60 tys. ton amunicji chemicznej, w tym oko³o 

12–13 tys. ton bojowych œrodków truj¹cych (tab. 5.19). 

150 

Rok 


Przypadki wy³owienia / wyrzucenia amunicji chemicznej w polskiej wy³¹cznej strefie ekonomicznej 

(Kasperek, 1999) 

Liczba zdarzeñ 

na morzu / na pla¿y 

1952 1 / 2 

Miejsce zdarzenia Liczba ska¿onych, sprzêt Uwagi 

E Bornholm 

Ko³obrzeg pla¿a 

Dziwnów pla¿a 

1953 – / 1 Dziwnów pla¿a 

Tabela 5.18 

³¹cznie w latach 1952–1954 

na brzegu znaleziono 5 bomb 

– zawartoœæ nieznana 

1954 1 / 1 

Zat. Gdañska, 

Jurata pla¿a 

1955 – / 1 Dar³ówek pla¿a 102 dzieci beczka z ciek³ym BST 

1963 1 / – J-7 3 rybaków, UST 2 sieæ ska¿ona iperytem 

1967 lipiec 1 / – H-9, E Bornholm za³oga KO£ 158 ska¿ona sieæ 

1969 lipiec 1 / – HJ-8, E Bornholm czêœæ za³ogi, UST 3 ska¿ona sieæ 

1971 1 / – 

1974 2 / – 

1976 2 / – 6 rybaków z Dar³owa 

1977 4 / – œrodkowy Ba³tyk 12 rybaków, KO£ 158 bry³a o masie ok. 20 kg 

1979 3 / – 

3 rybaków z Ko³obrzegu 

5 rybaków z Ustki, kuter W£A 152 

1980 1 / – kuter z W³adys³awowa 

1994 1 / – H-9, E Bornholm £eb 5 

1997 

9 styczeñ 

1/– 

ok. 30 Mm 

N W³adys³awowo 

armatorem kutra W£A 152 

by³ PPiUR SZKUNER 

wy³owion¹ bombê zdano w Nexo 

(szypra ukarano) 

8 rybaków W£A 206 bry³a o masie 4–5 kg 

Wœród zatopionych po II wojnie œwiatowej BST znalaz³y 

siê takie jak: tabun, sarin, soman, iperyt siarkowy, iperyt 

azotowy, iperyt lepki, luizyt, fosgen, dwufosgen, trójfosgen, 

chlor, chloroacetofenon, cyjanowodór, chlorocyjan, 

adamsyt, Clark I i Clark II (HELCOM CHEMU, 1994; 

Korzeniewski, 1994; Kasperek, 2004; Andrulewicz, 2007). 

Substancje te mog¹ wystêpowaæ w postaci sta³ej, ciek³ej 

i gazowej. S¹ to organiczne zwi¹zki fizjologicznie czynne, 

charakteryzuj¹ce siê w budowie chemicznej obecnoœci¹ 

heteroatomu w cz¹steczce. Pozwala to na wyró¿nienie 

spoœród nich zwi¹zków: chlorowcoorganicznych,

siarkoorganicznych, arsenoorganicznych czy azotoorganicznych 

(Korzeniewski, 1998). BST mo¿na równie¿ 

podzieliæ, stosuj¹c klasyfikacjê taktyczn¹ wed³ug ich ra- 

¿¹cego dzia³ania, na: parz¹ce (iperyt, luizyt), obezw³adniaj¹ce 

i dra¿ni¹ce (adamsyt, sarin, tabun, cyjanodifenyloarsyna, 

chloroacetofenon), dusz¹ce (chloropikryna, 

fosgen, difosgen) i ogólnotruj¹ce (cyjanowodór, 

chlorocyjan). 

O ile miejsca zrzutu amunicji ró¿ni¹ siê wyraŸnie iloœci¹ 

zatopionej broni chemicznej (tab. 5.19), to wykazuj¹ 

znaczne podobieñstwo odnoœnie do rodzaju bojowych 

œrodków truj¹cych. Za wyj¹tkiem zatopieñ w obszarze 

Ma³ego Be³tu (gdzie zatopiono g³ównie tabun), dominuj¹cym 

BST jest iperyt. Zarówno w Basenie Bornholmskim 

(fig. 5.33), jak i w Basenie Gotlandzkim znajduje siê 

on przede wszystkim w bombach lotniczych (o œrednicy 

200–500 mm, d³ugoœci 1–1,8 m i gruboœci skorupy do 

3 mm), pociskach artyleryjskich i bombach burz¹cych. 

Iperyt w obu miejscach zrzutu stanowi ok. 60% wszystkich 

BST. Bojowe œrodki truj¹ce zawieraj¹ce arsen to 

druga co do wielkoœci grupa zwi¹zków (ok. 30%) zato- 


Tabela 5.19 

Amunicja chemiczna i bojowe œrodki truj¹ce zatopione w Morzu Ba³tyckim (obszar objêty Konwencj¹ Helsiñsk¹) 

oraz w pobli¿u Mäseskär (na zachód od Szwecji) w po³udniowej czêœci Skagerraku 

(HELCOM CHEMU, 1994) 

Miejsce zatopienia 

Basen Bornholmski 

(E od Bornholmu) 

Akwen na wschód od Bornholmu 

Akwen na po³udniowy wschód 

od Bornholmu 

Amunicja 

[t] 

Bojowe œrodki 

truj¹ce [t] 

ok. 32 000 ok. 11 000 

8000 – nie 

weryfikowana 

ok. 15 000 – nie 

weryfikowana 

Rodzaj zatopionych bojowych 

œrodków truj¹cych 

zagêszczony iperyt siarkowy, Clark I, Clark II, 

adamsyt, chloroacetofenon, prawdopodobnie fosgen, 

iperyt azotowy, tabun 

brak informacji 

brak informacji 

Basen Gotlandzki (SW od Liepaji) ok. 2000 ok. 1000 iperyt siarkowy, adamsyt, chloroacetofenon 

Ma³y Be³t ok. 5000 

Mäseskär na zachód od Szwecji 

(poza obszarem objêtym 

Konwencj¹ Helsiñsk¹) 

ok. 20 000 – 

nie weryfikowana 

750 (przyjêto 

wartoœæ stanowi¹c¹ 

15% masy amunicji) 

tabun, fosgen 

iperyt siarkowy (inne rodzaje nie weryfikowane) 

piona w Ba³tyku. Arsen wystêpuje w zbli¿onej iloœci 

w bombach lotniczych i metalowych pojemnikach. 

Stopieñ zagro¿enia bojowymi œrodkami truj¹cymi dla 

œrodowiska morskiego i cz³owieka zale¿y od rodzaju 

i stê¿enia toksycznego zwi¹zku. Zachowanie BST w œrodowisku 

morskim zale¿y od fizyczno-chemicznych w³aœ- 

Fig. 5.33. Iloœæ i rodzaj bojowych œrodków truj¹cych 

zgromadzonych w Basenie Bornholmskim (na podstawie 

HELCOM CHEMU, 1994) 

151

ciwoœci substancji (tab. 5.20), jak równie¿ od czynników 

œrodowiskowych, takich jak: temperatura, zasolenie, pH 

czy mieszanie wód (Korzeniewski, 1998; Garnaga i in., 

2006; Hart, Stock, 2008). W degradacji chemicznych 

œrodków bojowych w œrodowisku wodnym rozpuszczanie 

jest pierwszym i najwa¿niejszym procesem. Reakcje, 

w jakich uczestnicz¹ zwi¹zki chemiczne nale¿¹ce do BST, 

w kolejnych etapach zale¿¹ od hydrolizy i utleniania. Proces 

ten prowadzi w normalnych warunkach do powstania 

nowych zwi¹zków ró¿ni¹cych siê w³aœciwoœciami od substancji 

pocz¹tkowych. W wiêkszoœci przypadków BST 

trac¹ w³aœciwoœci bojowych œrodków truj¹cych, poniewa¿ 

s¹ one rozk³adane do zwi¹zków nietoksycznych lub 

mniej toksycznych, a w wielu przypadkach mineralizacja 

prowadzi do powstawania zwi¹zków wchodz¹cych w sk³ad 

152 

Substancja chemiczna 

2-chloroacetofenon 

C8H7ClO 

Difenylochloroarsyna 

(C6H5)2AsCl 

Difenylocyjanoarsyna 

(C6H5)2AsCN 

Difenyloaminochloroarsyna 

NH(C6H4)2AsCl 

N-etylo-2,2'-dichlorodietyloamina 

C6H13Cl2N 

Bis (2-chloroetylo)-siarczek 

(ClCH2CH2)2S 

2-chlorowinylodichloroarsyna 

ClCH CHAsCl2 

Chlorek karbonylu 

COCl2 

Etylofosforodimetylocyjanina 

C2H5OP(O)(CN)N(CH3) 


cykli biogeochemicznych (Korzeniewski, 1998). Znacznie 

trudniej odtworzyæ etapy biodegradacji BST w wodzie 

morskiej, gdzie procesy mog¹ zachodziæ pod ró¿nym 

ciœnieniem zale¿nym od g³êbokoœci, na powierzchni 

dna piaszczystego – w warunkach tlenowych lub pod 

warstw¹ mu³ów – beztlenowo. Dodatkowym zagro¿eniem 

jest mo¿liwoœæ powstawania nowych zwi¹zków, do 

tej pory niezidentyfikowanych, których toksycznoœæ jest 

nieznana, a sprzyja temu wystêpowanie w miejscu zrzutu 

wielu ró¿nych toksycznych substancji jednoczeœnie (Witkiewicz, 

2008). 

Bior¹c pod uwagê w³aœciwoœci oraz iloœæ i rodzaj zatopionej 

amunicji chemicznej, najwiêksze zagro¿enie 

dla œrodowiska naturalnego stanowi¹ iperyt (siarkowy 

i azotowy) oraz bojowe œrodki truj¹ce zawieraj¹ce arsen 

Charakterystyka fizyczno-chemiczna wybranych bojowych œrodków truj¹cych 

(Kasperek, 1999; Andrulewicz, 2007; Hart, Stock, 2008; Missiaen i in., 2010) 

Nazwa bojowego 

œrodka truj¹cego 

(symbol) 

Temp. 

topnienia 

[°C] 

Temp. 

wrzenia 

[°C] 

Gêstoœæ 

w 20°C 

[g/cm 3 ] 

Rozpuszczalnoœæ 

[g/dm 3 ] 

Tabela 5.20 

Szybkoœæ 

Toksycznoœæ 

hydrolizy 

hydrolizatu 

w wodzie 

(CN) 54–56 244 1,32 1 b. wolna nie 

Clark I (DA) 44 333 1,39 2 b. wolna tak 

(zwi¹zki As) 

Clark II (DC) 31,5 346 1,33 2 b. wolna tak 

(zwi¹zki As) 

adamsyt (DM) 195 410 1,65 0,002 b. wolna tak 

(zwi¹zki As) 

iperyt azotowy 

(HN1) 

iperyt siarkowy, 

gaz musztardowy 

(HD) 

–4 239 1,24 0,16 b. wolna tak 

(niewielka) 

13–14 216 1,27 0,8 wolna 

luizyt (L) –18 190 1,89 0,5 wolna 

fosgen (CG) –128 7,6 1,37 9 szybka nie 

tabun (GA) –50 220–246 1,07 120 szybka nie 

tak (niektóre 

zwi¹zki) 

tak 

(zwi¹zki As)

(luizyt, Clark I i II oraz adamsyt). W przypadku iperytu, 

szczególnie utwardzonego, zagro¿enie wynika z jego d³ugotrwa³ego 

przebywania w œrodowisku w niezmienionym 

lub w niewielkim stopniu zmienionym stanie oraz z jego 

toksycznoœci we wszystkich stanach skupienia. Bardzo 

s³aba rozpuszczalnoœæ, która dodatkowo jest utrudniana 

powstawaniem w kontakcie z wod¹ morsk¹ pow³oki spowalniaj¹cej 

dalsz¹ hydrolizê, powoduje, ¿e nadal substancja 

ta wy³awiana jest w postaci bry³ niebezpiecznych 

dla ¿ycia i zdrowia (fig. 5.32). Problemem zwi¹zanym 

z bojowymi œrodkami zawieraj¹cymi arsen jest to, ¿e produkty 

hydrolizy równie¿ zawieraj¹ arsen (tab. 5.20). Nieorganiczne 

zwi¹zki arsenu nie ulegaj¹ rozk³adowi i zalegaj¹c 

w œrodowisku morskim mog¹ wywieraæ toksyczny 

wp³yw na œrodowisko. 

W œrodowisku morskim prowadzone s¹ badania w celu 

lokalizacji/weryfikacji bojowych œrodków truj¹cych, 

jak równie¿ oceny zagro¿enia dla ekosystemu. Nie s¹ to 

jednak ci¹gle informacje wystarczaj¹ce. Badania dotycz¹ 

przede wszystkim osadów i zawartych w nich wybranych 

zwi¹zków toksycznych, jak i produktów ich rozpadu 

(HELCOM CHEMU, 1994; Witkiewicz, 1996; Korzeniewski, 

1998; Garnaga, Stankevièius, 2005; Paka, 2007; 

Missiaen i in., 2010). Prowadzone s¹ równie¿ badania dotycz¹ce 

oddzia³ywania BST na organizmy ¿ywe (Garnaga 

i in., 2006). Zainteresowanie budzi wp³yw BST m.in. 

na: jakoœæ ryb w obrêbie ³owisk zlokalizowanych nad 

miejscami zrzutów (hot spot), zdrowie cz³owieka oraz 

koszty ekonomiczne oddzia³ywania tych zwi¹zków w œrodowisku 

(Sanderson i in., 2008). 

Jedne z najwczeœniejszych wyników badañ opisuj¹cych 

zawartoœæ wybranych BST w strefie brzegowej 

Ba³tyku prezentuje Korzeniewski (1998). W próbkach wody 

i piasku z pla¿y wschodniej w Dar³owie (1955 r.) oraz 

na sieciach z sieciarni PPiUR „Barka” w Ko³obrzegu 

(1967) stwierdzi³ on obecnoœæ iperytu. Równie¿ w 1997 r. 

po wydobyciu bomby z iperytem poddano j¹ badaniom. 

W trakcie prac wykryto obecnoœæ dwóch zwi¹zków chemicznych 

nieopisanych w literaturze (Witkiewicz, 2008). 

Kompleksowe badania osadów i wód naddennych, 

prowadzone w latach 2007 i 2008 w rejonie Basenu Bornholmskiego, 

dotycz¹ce zawartoœci bojowych œrodków truj¹cych 

takich jak adamsyt (DM), Clark I (DC) i Clark II 

(DA), iperyt siarkowy (H), chlorobenzen (CB) oraz oleje 

arsyny: trichloroarsyna (TCA), trifenyloarsyna (TPA) i difenylodichloroarsyna 

(DPCA), wskaza³y na rozprzestrze- 


nienie tych zanieczyszczeñ daleko poza obszar bezpoœredniego 

zrzutu broni chemicznej (Missiaen i in., 2010). 

Za wyj¹tkiem TPA i CB bojowe œrodki truj¹ce nie wystêpowa³y 

w stanie chemicznie nienaruszonym, ale jako 

produkty degradacji BST i/lub ich pochodne. W analizowanych 

próbkach stwierdzono obecnoœæ wszystkich wymienionych 

bojowych œrodków truj¹cych. Pewnym zaskoczeniem, 

bior¹c pod uwagê iloœæ iperytu zatopion¹ 

w tym rejonie, by³o uzyskanie produktów jego degradacji 

tylko w jednej próbce. Czêœciowo byæ mo¿e dlatego, ¿e 

iperyt formuje s³abo rozpuszczalne w wodzie spolimeryzowane 

bry³y (fig. 5.32). Najwiêksze stê¿enia BST 

stwierdzono w niewielkiej odleg³oœci od wraków i du- 

¿ych obiektów, zlokalizowanych tu¿ pod powierzchni¹ 

osadów (fig. 5.34). Poza obszarem g³ównego zrzutu wartoœci 

stê¿eñ poszczególnych zwi¹zków spada³y kilkadziesi¹t 

do kilku tysiêcy razy lub by³y niewykrywalne. 

Jedynie w przypadku produktów degradacji difenylodichloroarsyny 

(PDCAox) i adamsytu (DMox) zanieczyszczenie 

próbek osadu tymi zwi¹zkami obserwowano nawet 

30 km od g³ównego obszaru zrzutu (obszar 3). Jednoczeœnie 

zale¿noœæ pomiêdzy stê¿eniem BST w osadach 

a lokalizacj¹ wykrytych obiektów nie jest bezpoœrednia. 

Sytuacja taka mo¿e sugerowaæ, ¿e znaczna iloœæ zatopionej 

amunicji „przecieka” i przez lata zanieczyszczenia 

wzbogaca³y morskie osady tego rejonu. 

Do okreœlenia stanu zatopionej amunicji, wielkoœci 

wycieku BST do œrodowiska morskiego oraz zasiêgu rozproszenia 

mo¿e byæ wykorzystana analiza zawartoœci arsenu 

w próbkach wody i osadów (Garnaga, Stankevièius, 

2005; Paka, 2007). BST zawieraj¹ce arsen stanowi¹ prawie 

1/3 zatopionej amunicji chemicznej (HELCOM 

CHEMU, 1994). Wysokie (do 277 mg/kg), w stosunku 

do wartoœci t³a, zawartoœci arsenu stwierdzono w osadach 

Basenu Bornholmskiego w rejonach zatopienia amunicji 

chemicznej, ale równie¿ na trasach transportu (fig. 5.35). 

Wskazaniem, ¿e zawarty w tych obszarach arsen jest pochodzenia 

antropogenicznego, a nie jak w przypadku Zatoki 

Botnickiej – naturalnego, jest jego wyraŸna, du¿a 

zmiennoœæ stê¿eñ, do ponad 250 mg/kg (Garnaga, Stankevièius, 

2005). 

Do weryfikacji lokalizacji broni chemicznej mog¹ byæ 

wykorzystane metody geofizyczne (fig. 5.34). Badania 

z wykorzystaniem sonaru bocznego, magnetometru czy 

sondy wielowi¹zkowej, prowadzone na wschód od Bornholmu, 

pokaza³y obiekty zagrzebane pod warstw¹ osadu. 

153

Wzrost ich zagêszczenia wraz ze zbli¿aniem siê do centrum 

zrzutu wskazuje z du¿ym prawdopodobieñstwem, 

¿e jest to zatopiona po II wojnie œwiatowej broñ chemiczna. 

Przedmioty obserwowane na echogramach znajduj¹ 

siê p³ytko pod powierzchni¹ dna (ok. 10 cm). Wyniki 

prac wskazuj¹ równie¿, ¿e mo¿e dochodziæ do ich okresowego 

ods³aniania, szczególnie w p³ytszych i bardziej 

dynamicznych obszarach Ba³tyku (Missiaen i in., 2010). 

Zatopiona w rejonie Ba³tyku broñ chemiczna stanowi 

obecnie dla tego akwenu jedno z wa¿niejszych zagro¿eñ 

chemicznych. W dobie coraz wiêkszej ingerencji cz³owieka 

w obszar Morza Ba³tyckiego (rybo³ówstwo, ¿egluga, 

podwodna turystyka i instalacje – ruroci¹gi, kable 

itp.) jest to problem dotycz¹cy z jednej strony bezpieczeñstwa 

prowadzonych w morzu dzia³añ, z drugiej zaœ skutków 

ekologicznych i ekonomicznych w przypadku naruszenia 

zatopionego arsena³u (HELCOM CHEMU, 1994; 

Andrulewicz, 2007; Kasperek, 2007; Paka, 2007; Sanderson 

i in., 2008). 

Uwalnianie BST w œrodowisku morskim trwa od momentu 

jego zatopienia, czêœciowo na skutek mechanicznego 

uszkodzenia pojemników (bomb, pocisków itp.), 

a czêœciowo ze wzglêdu na ich korozjê. Jednoczeœnie 

154 


Fig. 5.34. Obszar badañ z podzia³em na rejon zrzutu pierwotnego (1) i rozszerzonego (2) oraz obszar nieobjêty zrzutem (3). 

Lokalizacja próbek i zidentyfikowanych obiektów po³o¿onych blisko wraków1i2(obszar 1). Echogramy, na których rozpoznano 

obiekty, s¹ prezentowane w prostok¹tach A–D. Maksymalne stê¿enia (mg/kg mokrej masy osadu) BST (TPA i CB) 

i produktów jego degradacji (Clark jako DPAox i DPASPr, difenylodichloroarsyny jako PDCAox, adamsyt jako DMox) wzale¿noœci 

od odleg³oœci od obszaru g³ównego zatapiania broni chemicznej (Missiaen i in., 2010) 

nastêpuje degradacja bojowych œrodków truj¹cych na 

skutek hydrolizy i utleniania powsta³ych zwi¹zków, powoduj¹c 

zmniejszanie stê¿eñ truj¹cych substancji w miejscach 

ich zatopieñ (Kasperek, 2007). 

Informacje uzyskane podczas wydobywania niebezpiecznych, 

zatopionych obiektów (m.in. w latach 

1956–1957 wydobyto 2 wraki za³adowane pociskami 

Fig. 5.35. Zawartoœæ arsenu w osadach Ba³tyku 

(Garnaga, Stankevièius, 2005)

tabun, w pozycji 7 Mm na po³udniowy wschód od P¸ls 

Huk, przy wejœciu do Ma³ego Be³tu) wykaza³y, ¿e: 

– amunicja artyleryjska o grubej skorupie, powy¿ej 

10 mm, le¿¹ca na piasku i ¿wirze, skorodowana jest 

zaledwie na g³êbokoœci kilku milimetrów, zapalniki 

ze stopów glinowych utleni³y siê ca³kowicie, czêœæ 

amunicji wykaza³a nadciœnienie wewnêtrzne spowodowane 

gazami uwalnianymi podczas rozk³adu 

BST, co stwarza groŸbê eksplozji; 

– pociski w pojemnikach zagrzebane w mule znajduj¹ 

siê w dobrym stanie i czêsto nadaj¹ siê do u¿ycia; 

– cienkoœcienne skorupy bomb, o gruboœci pancerza 

1,5–3,0 mm, le¿¹ce na twardym dnie, s¹ przerdzewia³e 

i nie zawieraj¹ ju¿ BST (Korzeniewski, 1998). 

Uwzglêdniaj¹c fakt, ¿e gruboœæ pojemników (bomb, 

pocisków itp.) u¿ytych do zamkniêcia 80% wszystkich 

rodzajów amunicji by³a niewielka oraz ¿e od zatopienia 

broni chemicznej up³ynê³o ponad 60 lat, nale¿y przypuszczaæ, 

¿e znaczna jej czêœæ uleg³a ju¿ ca³kowitej korozji. 

Szczególnie dotyczy to obszarów o dobrym natlenieniu 

wód naddennych i p³ytko zagrzebanych obiektów, okresowo 

ods³anianych na skutek procesów dynamicznych. 

W tej sytuacji naruszenie skorodowanej amunicji mo¿e 

Literatura 

AARKROG A., 1988 — The radiological impact of the Chernobyl 

debris compared with that from weapons fallout. J. Environ. 

Radioactivity, 6: 151–162. 

AGOPSOWICZ T., PAZDRO Z., 1964 — Zasolenie wód kredowych 

na Ni¿u Polskim. Zesz. Nauk. PG, Bud. Wod., 6. 

ALBERTS J.J., WAHLGREEN M.A., 1981 — Laboratory and 

field studies of the relative mobility of 239,240 Pu, 241 Am from 

lake sediments under oxic and anoxic conditions. Geochim. 

Cosmochim. Acta, 4: 167–176. 

ANDERSSON P.S., PORCELLI D., WASSERBURG G.J., IN- 

GRI J., 1998 — Particle transport of 238 U- 234 U in the Kalix 

River and in Baltic Sea. Geochim. Cosmochim. Acta, 62: 

385–392. 

ANDRIJEWSKI M., BOGUTYN W., BORYSEWICZ M. i in., 

2003 — Trwa³e zanieczyszczenia organiczne. T. 1. Ocena 

sytuacji w Polsce. Inst. Ochr. Œrod., Warszawa. 

ANDRULEWICZ E.,1996 — Chemical weapons dumped in 

the Baltic Sea. Department of Fisheries Oceanography and 

Marine Ecology, Sea Fisheries Institute in Gdynia, Poland. 

Literatura 

prawdopodobnie przyspieszyæ uwalnianie siê œrodków 

truj¹cych do œrodowiska morskiego, powoduj¹c zwiêkszenie 

ich stê¿enia w tym ekosystemie. Najbardziej ucierpi¹ 

wówczas organizmy ¿ywe, które bêd¹ mia³y bezpoœredni 

kontakt z substancjami truj¹cymi (Kasperek, 2007; 

Paka, 2007). 

Bior¹c pod uwagê intensyfikacjê dzia³añ gospodarczych 

podejmowanych przez cz³owieka w obrêbie Morza 

Ba³tyckiego, konieczna jest dalsza wspó³praca krajów 

nadba³tyckich, pozwalaj¹ca na: 

– pe³n¹ identyfikacjê i inwentaryzacjê aktualnych zagro¿eñ 

broni¹ chemiczn¹, 

– ustalenie sposobu prowadzenia prac badawczych 

umo¿liwiaj¹cych ocenê skali i rodzaju zagro¿enia 

broni¹ chemiczn¹ zatopion¹ w Ba³tyku, 

– okreœlenie zakresu i sposobu instytucjonalnej wymiany 

informacji, 

– ustalenie metody postêpowania z zatopion¹ amunicj¹. 

Odpowiedzi¹ na tak postawione zadania jest m.in. europejski 

projekt MERCW (2006), którego pierwsze wyniki 

zaprezentowali Paka (2007) oraz Missiaen i in. 

(2010). 

ANDRULEWICZ E., 2007 — Chemical weapons dumped in 

the Baltic Sea. W: Assessment of the fate and effects of toxic 

agents on water resources (red. I.E. Gonenc i in.): 299–319. 

NATO Security through Science Series, Springer Netherlands. 

ANOLIK P., KARCZEWSKA A. (red.), 2008 — Badania geochemiczne 

osadów po³udniowego Ba³tyku pod k¹tem analizy 

ska¿eñ geogenicznych i poszukiwañ naftowych. Czêœæ II: 

Strefy perspektywiczne dla wystêpowania z³ó¿ wêglowodorów. 

Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

BAKER J., HITES R., 2000 — Siskiwit Lake revisited: time 

trend of polychlorinated dibenzo-p-dioxin and dibenzofurans 

deposition at Isle Royale. Michigan. Environ. Sci. Technol., 

34: 2887–2891. 

BALTIC Marine Environment Protection Commission, 1987 — 

Report on the intercalibration of analytical methods for 

the determination of trace metals, nitrate and ammonium in 

the atmospheric precipitation within the framework of 

the altic Marine Environment Protection Commission – Helsinki 

Commission. Edited by Howard B. Ross. 

155

BARTNICKI J., GUSEV A., PAVLOVA N., ILYIN I., LÜKE- 

WILLE A., BARRETT K., 2000 — Atmospheric supply of 

nitrogen, lead, cadmium, mercury and lindane to the Baltic 

Sea in 1997. EMEP Centres Joint Report for HELCOM. 

Norwegian Meteorological Institute Research Report No 97. 

BARTNICKI J., GUSEV A., AAS W., FAGERLI H., VALIY- 

AVEETIL S., 2008 — Atmospheric supply of nitrogen, 

lead, cadmium, mercury and dioxines/furanes to the Baltic 

Sea in 2006. EMEP Centers Joint Report for HELCOM 

EMEP/MSC-W, Technical Report, 3. 

BAXTER M.S., 1996 — Technologically enhanced radioactivity: 

an otherview. J. Environ. Radioactivity, 32: 3–17. 

BEHRENDT H., 1995 — Estimation of the point and diffuse loads 

of phosphorus and nitrogen within the basin of the River Gudena 

(Denmark) using the immission approach. TC-POLO 3/7. 

BEM H., 2005 — Radioaktywnoœæ w œrodowisku naturalnym. 

PAN, Komisja Ochrony Œrodowiska, £ódŸ. 

BIGNERT A., NYBERG E., 2006 — Lead concentrations in 

fish liver. HELCOM Indicator Fact Sheets 2006. Online. 

www.helcom.fi/environment2/ifs/en_GB/cover/(accessed 

9.2.2007). 

BOGACKA T. i in.,1996 — Strategia i dzia³ania ograniczaj¹ce 

³adunki azotu. IMGW, Gdañsk. 

BOGDANOWICZ R., 2004 — Hydrologiczne uwarunkowania 

transportu wybranych zwi¹zków azotu i fosforu Odr¹ 

i Wis³¹ oraz rzekami Przymorza do Ba³tyku. Wyd. UG, 

Gdañsk. 

BOGDANOWICZ R., FAC-BENEDA J., 2009 — Zasoby i ochrona 

wód, obieg wody i materii w zlewniach rzecznych. Fundacja 

Rozwoju UG, Gdañsk. 

BOGUTYN W., 2002 — Problemy likwidacji PCB w polskiej 

gospodarce. Mat. Symp. Implementacja Konwencji Sztokholmskiej. 

Warszawa. 

BOJARSKI L., 1966 — Termalne solanki w rejonie Koszalina–Mielna. 

Prz. Geol., 14, 8: 360–361. 

BOJARSKI L., 1978 — Solanki paleozoiku i mezozoiku w syneklizie 

peryba³tyckiej. Pr. Inst. Geol., 88. 

BOJARSKI L., 1996 — Atlas hydrochemiczny i hydrodynamiczny 

paleozoiku i mezozoiku oraz ascenzyjnego zasolenia 

wód podziemnych na Ni¿u Polskim. Pañstw. Inst. 

Geol.,Warszawa. 

BOLIVAR J.P., GARCÍA-TENORIO R., GARCÍA-LEÓN M., 

1995 — Fluxes and distribution of natural radionuclides in 

the production and use of fertilizers. Appl. Radiat. Isot., 46, 

6/7: 717–718. 

BORY£O A., NOWICKI W., SKWARZEC B., 2009 — Isotopes 

of polonium ( 210 Po) and uranium ( 234 U and 238 U) in the 

industrialized area of Wiœlinka (North Poland). Intern. J. 

Environ. Anal. Chem., 89, 8: 677–687. 

156 


BREIVE A., 1973 — Ocenka istocznikow formirowanija eksploatacjonnych 

zapasow gruntowych w uslowijach morskowo 

poberezija. Materjaly naucno-techniceskogo sowescanija, 

VIII. Vilnius. 

BROWNE E., FIRESTONE F.B., 1986 — Table of radioactive 

isotopes. Red. V.S. Shirley. John Willey and Sons, New York. 

BUAT-MENARD P., 1986 — Air to sea transfer of anthropogenic 

trace metals. W: The role of air-sea exchange in geochemical 

cycling (red. P. Buat-Menard). NATO ASI Series C 

vol. 185. Reidel, Dordrecht, Holland. 

CARVALHO F.P., OLIVEIRA J.M., LOPES I., BATISTA A., 

2007 — Radionuclides from past uranium mining in rivers 

in Portugal. J. Environ. Radioactivity, 98: 298–314. 

CHA£UPNIK S., LEBECKA J., 1995 — Oczyszczanie wód kopalnianych 

z radu. Prz. Górn., 4: 38–46. 

CHA£UPNIK S., MICHALIK B., WYSOCKA M., SKU- 

BACZ K., MIELNIKOW A., 2001 — Contamination of setting 

points rivers as a discharge of radium-bearing waters 

from Polish coal mines. J. Environ. Radioactivity, 54: 85–98. 

CHOPPIN G.R., ALLARD B., 1985 — Complexes of actinides 

with naturally occurring organic compounds. W: Handbook 

on the physics and chemistry of the actinides, Part II: 407–427. 

North Holland, Amsterdam. 

CIBA J., TROJANOWSKA J., ZO£OTAJKIN M., 1996 — 

Ma³a encyklopedia pierwiastków. Wyd. Nauk.-Tech., Warszawa. 

CONDELONE J.P., HONG S., PELLONE C., BOUTRON C., 

1995 — Post-industrial revolution changes in large scale atmospheric 

pollution of the Northern Hemisphere by heavy 

metals as documented in central Greenland snow and ice. 

J. Geophys. Res., 100: 16605–16616. 

COUGHTREY P.J., JACKSON D., JONES C.H., KANE P., 

THORNE M.C., 1984 — Plutonium in aquatic organisms. 

W: Radionuclide distribution and transport terrestrial and 

aquatic ecosystems. A critical review of data: 302–343. 

A.A. Balkema, Rotterdam. 

CZARNOMSKI K., 2003 — Priorytety w gospodarce odpadami 

trwa³ych zanieczyszczeñ organicznych (TZO). Mat. Sem. 

Priorytety krajowego programu wdra¿ania Konwencji Sztokholmskiej. 

Warszawa. 

DADLEZ R., 1990 — Tektonika po³udniowego Ba³tyku. 

Kwart. Geol., 34, 1: 1–20. 

DADLEZ R., 2000 — Pomerania Caledonides (NW Poland), 

fifty years of controversies: a review and a new concept. 

Geol. Quart., 44, 3: 221–236. 

DADLEZ R., POKORSKI J., 1995 — Dewon–karbon–dolny 

czerwony sp¹gowiec. W: Atlas geologiczny po³udniowego 

Ba³tyku 1:500 000. Czêœæ tekstowa: 12–14. Pañstw. Inst. 

Geol., Sopot–Warszawa.

DAISH S.R., DALE A.A., DALE C.J., MAY R., ROWE J.E., 

2005 — The temporal variations of 7 Be, 210 Pb and 210 Po in 

air in England. J. Environ. Radioactivity, 84: 457–467. 

DOJLIDO J., 1995 — Chemia wód powierzchniowych. Wyd. Ekonomia 

i Œrodowisko, Bia³ystok. 

DOJLIDO J., NIEMIRYCZ E., 2002 — Adsorbowalne organicznie 

zwi¹zane chlorowce W: Uboczne produkty dezynfekcji 

wody (red. J. Dojlido). Wodoci¹gi i kanalizacja, 9. 

DOJLIDO J., NIEMIRYCZ E., KROKOWSKI J., MORA- 

WIEC P., 1994 — Transport biogenów Wis³¹. Wiad. IMGW, 

17(38), 2: 73–86. 

DOSKEY P.V., ANDREN A.V., 1981 — Modelling the flux of 

atmospheric polychlorinated biphenyls across the air/water 

interface. Environ. Sci. Technol., 15: 705–711. 

DOWGIA££O J., 1965 — Stosunki hydrogeologiczne i wody 

lecznicze Ko³obrzegu. Probl. Uzdrow., 3, 25: 64–78. 

DOWGIA££O J., 1988 — Geneza wód chlorkowych Ni¿u Polskiego. 

Aktualne pogl¹dy i kierunki badañ. IV Symp. Aktualne 

problemy hydrogeologii, cz. 2: 1–11. Gdañsk. 

DOWGIA££O J., KOZERSKI B., 1975 — Wody wg³êbne 

pod³o¿a Ba³tyku. Stud. Mat. Oceanograf. PAN, 11: 55�66. 

DRAFT report of the second meeting of the ad hoc export group 

on pollution load to the Balic Sea, 1994. Baltic Marine 

Environment Protection Commission – Helsinki Commision 

(TC POLO). Berlin, Germany. 

DRWAL J., 1967 — O pierwszym poziomie wód gruntowych 

w strefie brzegowej P³d. Ba³tyku (na odcinku Jez. Gardno–Jez. 

Bukowo). Zesz. Geogr. WSP Gdañsk, 9: 245–255. 

DRWAL J., 1982 — Wykszta³cenie i organizacja sieci hydrograficznej 

jako podstawa oceny struktury odp³ywu na terenach 

m³odoglacjalnych. Zesz. Nauk. UG, 3. 

DUCE R.A., LISS P.S., MERRILL J.T. i in., 1989 — The input 

of atmospheric trace species to the world ocean. Rep. Stud. 

GESAMP, 38. 

DUCE R.A., TINDALE N.W., 1991 — Atmospheric transport 

of iron and its deposition in the ocean. Limnol. Oceanogr., 

36, 8: 1715–1726. 

DZILNA I.L., 1970 — Resursy, sostaw i dynamika podziemnych 

wod Srednej Pribaltiki. Riga. 

ELIASSEN A., HOV Ø., IVERSEN T., SALTBONES J., SIMP- 

SON D., 1988 — Estimates of airborne transboundary transport 

of sulphur and nitrogen over Europe. EMEP/MSC-W 

Report l/88. 

EMEP/MSC-E wge, 2004 — Review and assessment of air pollution 

effects and their recorded trends. Report of the Working 

Group on Effects of the Convention on Long-range Transboundary 

Air Pollution. National Environment Research Council, 

United Kingdom, 56. 

Literatura 

ERICKSON III D.J., SEUZARET C., KEENE W.C., GONG S.L., 

1997 — A general circulation model based calculation of 

HCl and ClNO2 production from sea-salt dechlorination: 

reactive chlorine emission inventory. J. Geophys. Res., 104: 

8347–8372. 

FALKOWSKA L.K., KORZENIEWSKI K., 1998 — Chemia 

atmosfery. Wyd. UG, Gdañsk. 

FALKOWSKA L., LEWANDOWSKA A., 2009 — Aerozole 

i gazy w atmosferze ziemskiej – zmiany globalne. Wyd. UG, 

Gdañsk. 

FALKOWSKA L., LEWANDOWSKA A., SIKOROWICZ G., 

BE£DOWSKA M., MADEJA J.H., 2008 — The role of air 

masses in forming of iron concentrations in wet atmospheric 

deposition over urbanized coastal zone of the Gulf of Gdañsk. 

Oceanol. Hydrobiol. St., 37, 2: 1–17. 

FERM M., 1984 — Monitoring data, present and future monitoring 

programmes of interest for the airborne load of pollutants 

to the Baltic Sea. Document: EGAP l/4 19 Sept. 1984. 

FLEISCHER R.L., RAABE O.G., 1978 — Recoiling alpha- 

-emitting nuclei. Mechanisms for uranium-series disequilibrium. 

Geochim. Cosmochim. Acta, 42: 973–978. 

FLUES M., MORALES M., MAZZILLI B.P., 2002 — The influence 

of a coal-fired plant operation on radionuclides in 

soil. J. Environ. Radioactivity, 63: 285–294. 

GAJEWSKI L., JEZIONEK E., NOWAK J., SZEFLER K.,1999 

— Szkodliwoœæ wraków dla œrodowiska morskiego. Mat. III 

Symp. Bezpieczeñstwo ¿ycia na morzu i ochrona œrodowiska 

naturalnego: 196–209. Ko³obrzeg. 

GARBALEWSKI C., 1977 — Dynamika aerozolowej wymiany 

masy na otwartych obszarach Ba³tyku. Mat. IMGW, ser. 

Hydrol. i Oceanol., Warszawa. 

GARBALEWSKI C., 1999 — Fizyka aerozolowej aktywnoœci 

morza. PAN Inst. Oceanologii w Sopocie. Rozprawy i monografie. 

GARNAGA G., STANKEVIÈIUS A., 2005 — Arsenic and 

other environmental parameters at the chemical munitions 

dumpsite in the Lithuanian Economic Zone of the Baltic Sea. 

Environ. Res., Eng. Man., 3, 33: 24–31. 

GARNAGA G., WYSE E., AZEMARD S., STANKEVIÈIUS A., 

de MORA S., 2006 — Arsenic in the sediment from the southeastern 

Baltic Sea. Environ. Pollut., 144: 855–861. 

GASCO C., ANTON M.P., POZUELO M., MERAL J., GON- 

ZALEZ A.M., PAPUCCI C., DELFANTI R., 2002 — Distributions 

of Pu, Am and Cs in margin sediments from 

the western Mediterranean (Spanish coast). J. Environ. Radioactivity, 

59: 75–89. 

GRAHAM W.F., DUCE R.A., 1979 — Atmospheric pathways 

of the phosphorus cycle. Geochim. Cosmochim. Acta, 43: 

1195–1208. 

157

GRAHAM W.F., DUCE R.A., 1982 — The atmospheric transport 

of phosphorus to the western Nort Atlantic. Atmospheric 

Environ., 16: 1089–1097. 

GRIMVALL A., 1990 — Monitoring strategies and source division 

of adsorbable organohalogens (AOX) in the Baltic Sea. 

Contribution to the XXth Anniversary of the Univercity of 

Gdañsk, Poland. International Symposium on Problems of 

Environment Protection in the Baltic Region. 

GROMIEC M., 2001 — Rola parlamentu europejskiego w pracach 

nad Ramow¹ Dyrektyw¹ Wodn¹. Gosp. Wodna, 12: 

500–502. 

GROMIEC M., 2004 — Krajowy Program Oczyszczania Œcieków 

Komunalnych – informator. Wyd. IMGW. 

HARDY E.P., KREY P.W., VOLCHOK H.L., 1973 — Global 

inventory and distribution of fallout plutonium. Nature, 241: 

444–445. 

HART J., STOCK T., 2008 — Recent scientific and political 

developments regarding sea-dumped chemical weapons in 

the Baltic Sea. ASA Newsletter 08-5, 128: 16. 

HELCOM, 1989 — Deposition of airborne pollutants to 

the Baltic Sea area 1983–1985 and 1986. Baltic Sea Environ. 

Proc. No. 32. 

HELCOM, 1990 — Second Periodic Assessment of the State of 

the Marine Environment of the Baltic Sea 1984–1988. Baltic 

Sea Environ. Proc. No. 35B: 397–407. 

HELCOM, 1991 — Airborne pollution load to the Baltic Sea 

1986–1990. Baltic Sea Environ. Proc. No. 39. 

HELCOM, 1993 — National report on war gases and ammunition 

dumped in the Polish Economic Zone of the Baltic Sea. 

Report submitted by Poland to the HELCOM CHEMU Working 

Group, 2/2/4, 17. 

HELCOM, 1995 — Radioactivity in the Baltic Sea 1984–1991. 

Baltic Sea Environ. Proc. No. 61. 

HELCOM, 1996 — Dumping of chemical munitions. Third Periodic 

Assessment of the State of the Marine Environment of 

the Baltic Sea, 1989–1993, Background Document. Baltic 

Sea Environ. Proc. No. 64B: 197–202. 

HELCOM, 1997 — Airborne pollution load to the Baltic Sea 

1991–1995. Baltic Sea Environ. Proc. No. 69: 48–51. 

HELCOM, 1998 — Third Baltic Sea Pollution Load Compilation 

(PLC-3). Baltic Sea Environ. Proc. No. 70. 

HELCOM, 2002 — Environment of the Baltic Sea area 

1994–1998. Baltic Sea Environ. Proc. No. 82B. 

HELCOM, 2004 — The Fourth Baltic Sea Pollution (PLC-4). 

Baltic Sea Environ. Proc. No. 93. 

HELCOM, 2005 — Atmospheric supply of nitrogen, lead, cadmium, 

mercury and lindane to the Baltic Sea over the period 

1996–2000. Baltic Sea Environ. Proc. No. 101. 

158 


HELCOM, 2007 — Heavy metal pollution to the Baltic Sea in 

2004. Baltic Sea Environ. Proc. No. 108. 

HELCOM, 2010 — Hazardous substances in the Baltic Sea. Baltic 

Sea Environ. Proc. No. 120B. 

HELCOM CHEMU, 1994 — Report on chemical munitions 

dumped in the Baltic Sea. Report to the 16th Meeting of Helsinki 

Commission. 

HELCOM CHEMU, 2006 — Chemical weapons dumps in 

the Baltic. www.helcom.fi/environment2/hazsubs/en_GB/ 

chemu 

HERRMANN J., KERSHAW P.J., BAILLY du BOIS P., GUE- 

GUENIAT P., 1995 — The distribution of artificial radionuclides 

in the English Channel, southern North Sea, Skagerrak 

and Kattegat, 1990–1993. J. Mar. Systems, 6: 427–456. 

HERUT B., KROM M.D., PAN G., MORTIMER R., 1999 — 

Atmospheric input of nitrogen and phosphorus to the Southeast 

Mediterranean: sources, fluxes, and possible impact. 

Limnol. Oceanogr., 44, 7: 1683–1692. 

HEYBOWICZ E., BOGACKA T., TAYLOR R., NIEMI- 

RYCZ E., 2001 — Metody okreœlania pochodzenia azotu 

i fosforu odprowadzanych rzekami do Morza Ba³tyckiego. 

Wiad. IMGW, 24 (45), 1: 11–22. 

HITES R.A., 2006 — Organic pollutants in the Great Lakes, an 

overview. Springer-Verlag Berlin, Heidelberg. 

HOLM E., 1995 — Plutonium in the Baltic Sea. Appl. Radiat. 

Isot., 46: 1225–1229. 

IAEA [International Atomic Energy Agency], 1986 — Summary 

report on the post-accident review meeting on the Chernobyl 

accident. Safety Ser. No. 75, INSAG-1. Vienna. 

IMGW, 1991–2004 — Warunki œrodowiskowe polskiej strefy 

po³udniowego Ba³tyku. IMGW, Gdynia. 

JAGUSIEWICZ A. (red.), 2006 — Stan œrodowiska w Polsce na 

tle celów i priorytetów UE, raport wskaŸnikowy 2004. Biblioteka 

Monitoringu Œrodowiska. Mat. GIOŒ, Warszawa. 

JAGUSIEWICZ A., KACPRZYK W., RYMWID-MICKIE- 

WICZ K., 2004 — 25 lat implementacji Konwencji EKG 

ONZ w sprawie transgranicznego zanieczyszczania powietrza 

na dalekie odleg³oœci. IOŒ, Biblioteka Monitoringu Œrodowiska, 

Warszawa. 

JAWOROWSKI K., DOM¯ALSKI J., MAZUREK A., MO- 

DLIÑSKI Z., POKORSKI J., SOKO£OWSKI A., WA- 

GNER R., 2001 — Ska¿enie œrodowiska Morza Ba³tyckiego 

substancjami neogenicznymi (polska strefa ekonomiczna). 

W: Przemiany œrodowiska naturalnego a ekorozwój (red. 

M.J. Kotarba): 219–227. Geosfera – Towarzystwo Badania 

Przemian Œrodowiska, Kraków. 

JAWOROWSKI Z., KOWNACKA L., 1976 — Lead and radium 

in the lower stratosphere. Nature, 263: 303–304.

JAWOROWSKI K., WAGNER R. (red.), 2008 — Badania 

geochemiczne osadów po³udniowego Ba³tyku pod k¹tem 

analizy ska¿eñ geogenicznych i poszukiwañ naftowych. 

Czêœæ I: Zagro¿enie ska¿enia wód morskich substancjami 

geogenicznymi. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., 

Warszawa. 

JAWOROWSKI K., WAGNER R., MODLIÑSKI Z., POKOR- 

SKI J., SOKO£OWSKI A., SOKO£OWSKI J., 2010 — 

Marine ecogeology in semi-closed basin: case study on 

a threat of geogenic pollution of the Southern Baltic Sea 

(Polish Exclusive Economic Zone). Geol. Quart., 54, 2: 

267–288. 

JÊDRASIK J., 2006 — Model hydrodynamiczny Ba³tyku. Mat. 

UG (Internet). 

JICKELLS T.D., AN Z.S., ANDERSEN K.K. i in., 2005 — Global 

iron connections between desert dust, ocean biogeochemistry 

and climate. Science, 308: 67–71. 

JURGENS U., BEST G., JAWOROWSKI K., POKORSKI J., 

SCHLUTER H.U., SIVHED U., VEJBAEK O.V., WA- 

GNER R., 2000 — Fault zones in the Southern Baltic Sea 

and their relevance to the input of natural substances into 

the marine ecosystems (INPEC). The Sixth Marine Geol. 

Conf. Abstracts: 14–15. Hirtshals, Denmark. 

KASPEREK T., 1999 — Broñ chemiczna zatopiona w Morzu 

Ba³tyckim, historia, teraŸniejszoœæ, zagro¿enia, mo¿liwoœci 

przeciwdzia³ania. Wyd. Adam Marsza³ek, Toruñ. 

KASPEREK T., 2001 — Pozosta³oœci powojennej broni chemicznej 

w Morzu Ba³tyckim. Czas Morza, 15: 29–30. 

KASPEREK T., 2004 — Stopieñ zagro¿enia dla ludzi powodowany 

naruszeniem amunicji chemicznej zatopionej w G³êbi 

Gotlandzkiej. www.senat.gov.pl/k6/agenda/seminar/070528/ 

referaty/6.pdf 

KASPEREK T., 2007 — Skutki ekologiczne zwi¹zane z budow¹ 

Nord Stream i naruszeniem zatopionej amunicji chemicznej 

w obszarze G³êbi Bornholmskiej i akwenach przyleg³ych. 

W: Bezpieczeñstwo na Morzu Ba³tyckim wyzwaniem 

dla zintegrowanej Europy: 299–306. NOT, Koszalin–Ko³obrzeg. 

KERSHAW P.J., WOODHEAD D.S., LOVETT M.B., LEO- 

NARD K.S., 1995 — Plutonium from European Reprocessing 

Operations – Its behaviour in the marine environment. 

Appl. Radiat. Isot., 46, 11: 1121–1134. 

KHANDRICHE A., WERNER F., 1995 — Fresh water induced 

pockmarks in Bay of Eckernfoerde, Western Baltic. Proc. of 

the Third Marine Geol. Conf. “The Baltic”: 155–164. 

KIEBER R.J., WILLIAMS K., WILLEY J.D., SKRABAL S., 

AVERY jr. G.B., 2001 — Iron speciation in coastal rainwater: 

concentration and deposition to seawater. Mar. Chem., 

73: 83–95. 

Literatura 

KIGASHI K., 1971 — Alpha-recoil, thorium-234: dissolution 

into water and uranium-234 (uranium-238) disequilibrium 

in nature. Science, 173: 47–48. 

KOLAGO C., 1964 — Wody mineralne województwa szczeciñskiego 

i perspektywy ich wykorzystania. Prz. Zach. Pom., 5: 

65–85. 

KONWENCJA Helsiñska, 1992 — Konwencja o ochronie œrodowiska 

morskiego obszaru Morza Ba³tyckiego, sporz¹dzona 

w Helsinkach dnia 9 kwietnia 1992 r. DzU 2000, Nr 28, 

poz. 346. 

KOPAÑSKA E., PAZDRO K., KOPECKA J., PEMPKO- 

WIAK J., 2005 — Rozmieszczenie polichlorowanych bifenyli 

(PCB) w organach omu³ka Mytilus trossulus i storni 

Platichthys flesus z Zatoki Gdañskiej. Zesz. Nauk. Wydz. Budow. 

In¿. Œrod. PK, 22: 291–307. 

KORZENIEWSKI K., 1994 — War gases in the southern Baltic 

Sea. Stud. Mat. Oceanol., 67: 91–101. 

KORZENIEWSKI K., 1998 — Ochrona œrodowiska morskiego. 

Wyd. UG, Gdañsk. 

KOZERSKI B. (red.), 2007 — Gdañski system wodonoœny. 

Wyd. PG, Gdañsk. 

KOZERSKI B., SADURSKI A., 1983 — Klasyfikacja hydrogeologiczna 

strefy brzegowej po³udniowego Ba³tyku. Peribalticum, 

3: 27–36. 

KRAMARSKA R. (red.), 1999 — Mapa geologiczna dna 

Ba³tyku bez utworów czwartorzêdowych, 1:500 000. Pañstw. 

Inst. Geol., Gdañsk–Warszawa. 

KRÜGER O., 1996 — Atmospheric deposition of heavy metals 

to North European marginal seas: scenarios and trends for 

lead. GeoJournal, 39, 2: 117–131. 

KRYZA J. (red.), 2005 — Dokumentacja hydrogeologiczna 

okreœlaj¹ca warunki bezpoœredniego odp³ywu podziemnego 

do akwenu ba³tyckiego wraz z analiz¹ mo¿liwoœci zagospodarowania 

i ochrony wód podziemnych. Centr. Arch. Geol. 

Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

KRYZA M., DORE A.J., B£AŒ M., SOBIK M., 2009 — Application 

of Lagrangian Model FRAME to estimate reduced nitrogen 

deposition and ammonia concentrations in Poland. 

W: Atmospheric Ammonia. Detecting emission changes and 

environmental impacts (red. M. Sutton, S. Reis, S.M.H. Baker): 

359–366. Springer. 

KVENVOLDEN K.A., COOPER C.K., 2003 — Natural seepage 

of gruide oil into the marine environment. Geo-Marine 

Letters, 23, 3–4: 147–154. 

KWATERKIEWICZ A., SADURSKI A., 1986 — Problemy genezy 

wód zmineralizowanych w s¹siedztwie Jeziora ¯arnowieckiego. 

Ann. Soc. Geol. Pol., 56: 163–177. 

LAMBERT G., BUISSON A., SANAK J., ARDOUIN B., 1979 

— Modification of the atmospheric polonium-210 to lead-210 

ratio by volcanic emissions. J. Geophys. Res., 84: 6980–6986. 

159

LANGMUIR D., 1978 — Uranium solution – mineral equilibria 

at low temperature with applications to sedimentary are deposits. 


LANGNER J., RODHE H., 1991 — A global three-dimensional 

model of the tropospheric sulfur cycle. J. Atmos. Chem., 13: 

225–263. 

LEBECKA J., TOMZA I., PLUTA I., 1986 — Naturalne radionuklidy 

w wodach zrzutowych kopalñ wêgla kamiennego. 

Post. Fiz. Med., 21: 255–268. 

LEONARD K.S., McCUBBIN D., BLOWERS P., TAY- 

LOR B.R., 1999 — Dissolved plutonium and americium in 

surface waters of the Irish Sea, 1973–1996. J. Environ. Radioactivity, 

44: 129–158. 

LIDZBARSKI M., 2005 — Direct groundwater discharge to 

the Baltic Sea in Gdansk Region. Pol. Geol. Inst. Sp. Pap., 

18: 49–51. 

MAKINIA J., DUNNETTE D., KOWALIK P., 1996 — Water 

pollution in Poland. European Water Poll. Cont., 6, 2: 

26–33. 

MARKAKI Z., OIKONOMOU K., KOCAK M. i in., 2003 — Atmospheric 

deposition of inorganic phosphorus in the Levantine 

Basin, eastern Mediterranean: spatial and temporal 

variability and its role in seawater productivity. Limnol. 

Oceanogr., 48: 1557–1568. 

MARTIN J.H., GORDON R.M., FITZWATER S.E., BROEN- 

KOW W.W., 1989 — WERTEX: Phytoplankton ironstudies 

in the Gulf of Alaska. Deep-Sea Res., 36: 649–680. 

MEHLHORN B., 2002 — The EU-list of priority substances – 

a new strategy against water pollution.10th Anniversary of 

the Convention United Nations Economic Commission for 

Europe. Convention on the protection and use of transboundary 

watercoursesand international lakes. Second International 

Conference. Sustainable management of transboundary 

waters in Europe. Poland. 

MERCW, 2006 — Modelling of ecological risks related to 

sea-dumped chemical weapons. ISBN 978-951-532971-4. 

MICHALCZYK Z., 2009 — Œrednie i skrajne odp³ywy z obszaru 

Polski. W: Zasoby i ochrona wód, obieg wody i materii 

w zlewniach rzecznych (red. R. Bogdanowicz, J. Fac-Beneda): 

37–46. Fundacja Rozwoju UG, Gdañsk. 

MISSIAEN T., SÖDERSTRÖM M., POPESCU I., VANNI- 

NEN P., 2010 — Evaluation of a chemical munition dumpsite 

in the Baltic Sea based on geophysical and chemical investigations. 

Sci. Total Environ., 408: 3536–3553. 

MOORE H.E., MARTELL E.A., POET S.E., 1976 — Source of 

polonium-210 in the atmosphere. Environ. Sci. Technol., 10: 

586–591. 

MURAWIEC D., BE£DOWSKA M., SIUDEK P., RYBKA A., 

FALKOWSKA L., 2009 — Mercury in aerosols of the coastal 

160 


zone of the Gulf of Gdansk. 9th Intern. Conf. on Mercury as 

a Global Pollutant. Guizhou China. 

NAKAOKA A., FUKUSHIMA M., TAKAGI S., 1984 — Environmental 

effects of natural radionuclides from coal-fired 

power plants. Health Phys., 3: 407–416. 

NIEMIRYCZ E., 2006 — Halogenowane zwi¹zki organiczne 

w ekosystemach rzecznych i odp³yw tych zwi¹zków do Morza 

Ba³tyckiego. IMGW, Warszawa. 

NIEMIRYCZ E., 2008 — Halogenated organic compounds in 

the environment in relation to climate change. Evironmental 

Monitoring Library, Warsaw. 

NIEMIRYCZ E., 2010 — Polichlorowane dibenzo-p-dioksyny 

i dibenzofurany. W: Fizyczne, biologiczne i chemiczne badania 

morskich osadów dennych (red. J. Bola³ek): 414–424. 


NIEMIRYCZ E., BOGACKA T., TAYLOR R., 1996 — Udzia³ 

Polski w odp³ywie zanieczyszczeñ do Morza Ba³tyckiego. 

Wiad. IMGW, 19(40), 3: 63–84. 

NIEMIRYCZ E., HEYBOWICZ E., MAKOWSKI Z., KACZ- 

MARCZYK A., 2001 — Odp³yw zanieczyszczeñ do morza. 

W: Warunki œrodowiskowe polskiej strefy po³udniowego 

Ba³tyku w 2000 roku: 190–212. Mat. IMGW, Gdañsk. 

NIEMIRYCZ E. i in., 1983–1985 — Sp³yw rzek¹ Wis³¹ zanieczyszczeñ 

specyficznych ze szczególnym uwzglêdnieniem 

substancji pochodzenia rolniczego. Mat. IMGW, Gdañsk. 

NIEMIRYCZ E., KACZMARCZYK A., MAKOWSKI Z., 2004 

— Odp³yw zanieczyszczeñ do morza. W: Warunki œrodowiskowe 

polskiej strefy po³udniowego Ba³tyku w 2001 roku: 

168–200. Mat. IMGW, Gdañsk. 

NIEMIRYCZ E., SAPOTA G., 2010 — Pestycydy i polichlorowane 

bifenyle. W: Fizyczne, biologiczne i chemiczne badania 

morskich osadów dennych (red. J. Bola³ek): 399–413. 


NIEMIRYCZ E., TAYLOR R., KACZMARCZYK A., 1999 — 

Charakterystyka odp³ywu zanieczyszczeñ. W: Stan œrodowiska 

polskich obszarów Morza Ba³tyckiego (red. A. Martyniuk-Trzosiñska, 

L. Kruk-Dowgia³³o, W. Krzymiñski): 

45–72. Mat. Ministerstwa Œrodowiska, Warszawa. 

NIEMIRYCZ E., TAYLOR R., MAKOWSKI Z., 1993 — Zagro¿enie 

substancjami biogennymi wód powierzchniowych. 

Biblioteka Monitoringu Œrodowiska, Warszawa. 

NIEMIRYCZ E., WALKOWIAK A., 1996 — Realizacja polskiej 

czêœci trzeciej oceny zrzutu zanieczyszczeñ do Morza 

Ba³tyckiego. Praca zamawiana dla MOŒZNiL. Mat. IMGW, 

Gdañsk. 

NIEWIADOMSKI T., JASIÑSKA M., W¥SIO£EK P., 1986 — 

Enhancement of population dose due to production of electricity 

from brown coal in Poland. J. Environ. Radioactivity, 

3: 273–292.

NOWINA-KONOPKA M., 1993 — Radiological hazard from 

coal-fired power plants in Poland. Radiat. Prot. Dosim., 46: 

171–180. 

OKUBO T., 1990 — Radium in oceans and seas. Technical Report 

Series No. 310. The environmental behavior of radium, 

vol. 1: 429–448. IAEA, Vienna. 

OLAÑCZUK-NEYMAN K., MAZURKIEWICZ B., 1998 — 

Contamination of coastal water sediments. W: GREEN 2 

(red. W. Sarsby): 3–9. Thomas Telford Publ. London. 

PAKA V., 2007 — Rozmieszczenie, toksycznoœæ i wp³yw na 

œrodowisko oraz inne kwestie zwi¹zane z zatopion¹ w morzu 

broni¹ chemiczn¹. www.senat.gov.pl/k6/agenda/seminar/ 

070528/referaty/2.pdf 

PEKAR M., PAVLOVA N., GUSEV A. i in., 1999 — Long-range 

transport of selected persistent organic pollutants. W: Joint Report 

of EMEP Centrem: S.C.-E and CCC EMEP/MSC-E 4/99. 

PELTONEN K. (red.), 2002 — Direct groundwater inflow to 

the Baltic Sea. Nordic Council of Ministers, Copenhagen. 

PETRESEN G., KRÜGER O., 1993 — Untersuchung und Bewertung 

des Schadstoffeintrags ueber die Atmosphaere im 

Rahmen von PARCOM (Nordsee) und HELCOM (Ostsee) – 

Teilvorhaben. Modellierung des grossraeumigen Transports 

von Spurenmetallen, GKSS Research Center, Geesthacht, 

Germany GKSS 93/E/28. 

PIEKAREK-JANKOWSKA H., 1994 — Zatoka Pucka jako obszar 

drena¿u wód podziemnych. Wyd. UG, Gdañsk. 

PIETRUCIEÑ C., 1983 — Regionalne zró¿nicowanie warunków 

dynamicznych i hydrochemicznych wód podziemnych 

w strefie brzegowej po³udniowego i wschodniego Ba³tyku. 

UMK, Toruñ. 

PIETRZAK-FLIS Z., ROSIAK L., CHRZANOWSKI E., DEM- 

BIÑSKA S., 2001 — Radioactive contamination of rivers 

and lakes in Poland in 1994–2000. Biblioteka Monitoringu 

Œrodowiska, Warszawa. 

PIETRZAK-FLIS Z., ROSIAK L., CHRZANOWSKI E., STA- 

ROSIAK E., 2007 — Monitoring ska¿eñ promieniotwórczych 

wód powierzchniowych i osadów dennych w latach 

2006–2007. Sprawozdanie za 2007 rok. Etap III. Centralne 

Laboratorium Ochrony Radiologicznej, Warszawa. 

P£OCHNIEWSKI Z., 1986 — Wody mineralne rejonu Ustki. 

Prz. Geol., 34, 8: 449–453. 

POCIASK-KARTECZKA J., JASIÑSKA M., MIETELSKI J.W., 

2001 — Anomalia radiohydrogeologiczna na Œl¹sku. Aura, 

12: 13–14. 

POKORSKI J., MODLIÑSKI Z. (red.), 2007 — Mapa geologiczna 

zachodniej i centralnej czêœci obni¿enia ba³tyckiego 

bez utworów permu i m³odszych, 1:750 000. Pañstw. Inst. 


Literatura 

RADIOLOGICZNY atlas Polski, 1992. Centralne Laboratorium 

Ochrony Radiologicznej, Pañstw. Agencja Atomistyki, 

Warszawa. 

ROCZNIK hydrologiczny wód powierzchniowych, 2006. Wyd. 

IMGW (wersja elektroniczna). 

ROCZNIK statystyczny Rzeczpospolitej Polskiej, 2005. GUS, 

Warszawa. 

RODHE H., SÖDERLUND R., EKSTEDT J., 1980 — Deposition 

of airborne pollutants on the Baltic. Ambio, 9, 3–4: 

168–173. 

RYBIÑSKI J. i in., 1996 — Strategia i dzia³ania ograniczaj¹ce 

³adunki fosforu. IMGW, Gdañsk. 

RYBIÑSKI J., NIEMIRYCZ E., 1986 — The change ability of 

nutrients load transported by the Vistula River into the Baltic 

Sea from 1975 till 1984. Proc. of XV Baltic Oceanographic 

Conf. Copenhagen. 

SADOWSKI M., 2004 — Krajowy program wdra¿ania Konwencji 

Sztokholmskiej. Mat. Ministerstwa Œrodowiska, 

Warszawa. 

SADURSKI A., 1989 — Górnokredowy system wód podziemnych 

Pomorza Wschodniego. Zesz. Nauk. AGH, 1324, 

Geol., 46. 

SALO A., SAXEN R., PUHAKAINEN M., 1984 — Transport 

of airborne 90 Sr and 137 Cs deposited in the basins of the five 

largest rivers in Finland. Aqua Fennica, 14: 21–31. 

SALO A., TOUMAINEN K., VOIPIO A., 1986 — Inventories 

of some long-lived radionuclides in the Baltic Sea. Sci.Total 

Environ., 54: 247–260. 

SALO S., EKHOLM P., KNUUTTILA S., 1997 — A comparison 

of methods for nutrient source apportionment in Nordic 

rivers. Finnish Environment Institute, Helsinki, Finland. 

SANDERSON H., THOMSEN M., FAUSER P., SØRENSEN 

P.B., 2008 — Screening level fish community risk assessment 

of chemical warfare agents in the Baltic Sea. J. Hazard. 

Mater., 154: 846–857. 

SAXEN R., ILUS E., 2000 — Discharge of 137 Cs by Finnish 

rivers to the Baltic Sea in 1986–1996. W: Baltic Sea, Marina-Balt 

Project (red. S.P. Nielsen): 333–347. Proceedings of 

a Seminar held as Hasseludden Conference Centre, Stockholm, 

9–11 June 1998. European Commission, Directorate- 

-General Environment, EUR 19200 EN. European Communities, 

Belgium. 

SCHLÜTER H.U., JURGENS U., BEST G.C., BINOT F., DA- 

DLEZ R., JAWOROWSKI K., 1997 — Structural atlas of 

the Southern Baltic Sea (SASO). Poster. The Fifth Marine 

Geol. Conf. “The Baltic”. Vilnius, Lithuania. 

SCHNEIDER B., 1988 — Input of trace metals to the Baltic Sea 

area – an estimate based on the EGAP (HELCOM) – monitoring 

data. Contribution to the GESAMP-Meeting, Rhode 

Island, U.S.A. 

161

SCHNEIDER B., 1993 — Untersuchung und Bewertung des 

Schadstoffeintrags uber die Atmosphare im Rahmen von 

PARCOM (Nordsee) und HELCOM (Ostsee) – Teilvorhaben: 

Messungen von Spurenmetallen. GKSS Research Center, 

Geesthacht, Germany, GKSS 93rEr53. 

SCHNEIDER B., CEBURNIS D., MARKS R., MUNTE J., PE- 

TERSEN G., SOFIEV M., 2000 — Atmospheric Pb and Cd 

onput into the Baltic Sea: a new estimate based on measurements. 

Marine Chemistry, 71: 297–307. 

SCHULZ-OHLBERG J., LEMKE W., TAUBER F., 2002 — 

Tracing dumped chemical munitions in Pomeranian Bay 

(Baltic Sea) at former transport routes to the dumping areas 

of Bornholm Island. W: Chemical munition dump sites in 

coastal environments (red. T. Missiaen, J.P. Henriet): 43–52. 

OSTC Sp. Publ., Brussels. 

SIKOROWICZ G., 2008 — Krótkookresowa zmiennoœæ N, P 

i Fe w wodzie morskiej generowana dop³ywem atmosferycznym 

i przemianami biogeochemicznymi pierwiastków 

limituj¹cych produkcjê pierwotn¹. Arch. Inst. Oceanografii 

UG, Gdañsk. 

SILIN-BIEKCZURIN A.L., 1958 — Gidrodinamiceskie i gidrochemiceskie 

zakonomernosti na teritorii Pribaltiki. Trudy Laboratoria 

Gidrogeologiceskich Problem. T. 20. Moskwa. 

SKWARZEC B., 1995 — Polon, uran i pluton w ekosystemie 

po³udniowego Ba³tyku. Rozprawy i monografie, 6. Inst. 

Oceanologii PAN, Sopot. 

SKWARZEC B., 2002 — Radiochemia œrodowiska i ochrona 

radiologiczna. Wyd. DJ, Gdañsk. 

SKWARZEC B., 2009 — Polonium, uranium and plutonium radionuclides 

in aquatic environment of Poland and southern 

Baltic Sea. Balt. Coast. Zone, 13, part II: 127–166. 

SKWARZEC B., BOJANOWSKI R., 1992 — Distribution of 

plutonium in selected components of the Baltic ecosystem 

within the Polish economic zone. J. Environ. Radioactivity, 

15: 249–263. 

SKWARZEC B., BORY£O A., KOSIÑSKA A., RADZIEJEW- 

SKA S., 2010 — Polonium ( 210 Po) and uranium ( 234 U and 

238 

U) in water, phosphogypsum and their bioaccumulation in 

plants around phosphogypsum waste heap in Wiœlinka (northern 

Poland). Nukleonika, 55, 2: 187–193. 

SKWARZEC B., BORY£O A., STRUMIÑSKA D.I., 2004 — 

Activity disequlibrium between 234 U and 238 U isotopes in 

southern Baltic. Water, Air, Soil Pollut., 159: 165–173. 

SKWARZEC B., JAHNZ A., 2007 — The inflow of polonium 

210 

Po from Vistula river catchments area. J. Environ. Sci. 

Health, 42: 1–6. 

SMIL V., 2000 — Phosphorus in the environment: natura flows 

and human interferences. Ann. Rev. Energy Environ., 25: 

53–88. 

162 


SMITH J.T., CLARKE R.T., SAXEN R., 2000 — Time-dependent 

behaviour of radiocaesium: a new method to compare 

the mobility of weapons test and Chernobyl derived fallout. 

J. Environ. Radioactivity, 49: 65–83. 

STACHÝ J., 1980 — Odp³ywy rzek Przymorza na tle odp³ywu 

z terenu ca³ej Polski. W: Stosunki wodne w zlewniach 

rzek Przymorza i dorzecza Dolnej Wis³y ze szczególnym 

uwzglêdnieniem gospodarki wodnej jezior: 13–27. 

IMGW, S³upsk. 

STACHÝ J., 1986 — Atlas hydrologiczny Polski. IMGW, Warszawa. 

STEVENSON F.J., COLE M.A., 1999 — Cycles of soil. New 

York, Wiley. 

STOORVOGEL J.J., van BREEMEN N., JANSSEN B.H., 1997 

— The nutrient input by Harmattan dust to a forest ecosystem 

in Côte d’Ivoire Africa. Biogeochemistry, 37: 145–157. 

STRZELECKI R., WO£KOWICZ S., SZEWCZYK J., LE- 

WANDOWSKI P., 1993 — Mapa stê¿eñ cezu w Polsce. 

W: Mapy radioekologiczne Polski cz. I. Pañstw. Inst. Geol., 

Warszawa. 

STRZETELSKI W., DOM¯ALSKI J., MYŒKO A., MAZU- 

REK A., TKACZENKO G., 2004 — Nowe perspektywy poszukiwañ 

naftowych w akwenie Ba³tyku RP wynikaj¹ce 

z korelacji badañ geochemicznych dna morskiego z sejsmik¹. 

Pol. J. Mineral Res., Oil and Gas in Poland, 8: 71–85. 

SUPLIÑSKA M.M., ADAMCZYK A., 2002 — Monitoring of 

radioactive substances in southern Baltic Sea, bottom sediments 

and biota, 2001. Report of Helsinki Commission, 

MORS-PRO 7/2002, Vilnius. 

SZCZEPAÑSKI W., 2007 — Monitoring Ba³tyku. Mat. GIOŒ, 

Warszawa–Katowice. 

SZEFER P., 2002 — Metals, metalloids and radionuclides in 

the Baltic Sea ecosystem. Elsevier, Amsterdam–London–New 

York–Oxford–Paris–Shannon–Tokyo. 

SZULC M., 2001 — Wraki a œrodowisko morskie. EkoiMy 

02-01. 

TRZOSIÑSKA A., 1990 — Zwi¹zki azotu i fosforu. W: Zatoka 

Gdañska (red. A. Majewski): 275–291. Wyd. Geol., Warszawa. 

TRZOSIÑSKA A., £YSIAK-PASTUSZAK E., 1996 — Sytuacja 

ekologiczna wspó³czesnego Ba³tyku. Wiad. IMGW, 

19(40), 3: 27–62. 

UNSCEAR, 1993 — Sources and effects of ionizing radiation. 

Report to the General Assembly, with Scientific Annexes. 

United Nations, New York. 

UŒCINOWICZ Sz., KRAMARSKA R., SOKO£OWSKI K., 

ZACHOWICZ J., JAWOROWSKI K., 2004 — Wykorzystanie 

zdjêcia geochemicznego po³udniowego Ba³tyku dla 

identyfikacji ska¿eñ geogenicznych. Centr. Arch. Geol. 

Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

UŒCINOWICZ Sz., ZACHOWICZ J., 1992 — Geological map of 

the Baltic Sea bottom, 1:200 000, Sheet: Rønne-Nexø. Pañstw. 

Inst. Geol., Warszawa. 

VERTE A., 1960 — Podzemnye wody. Geologia SSSR, t. 28. 

Estonskaja SSR, Moskwa. 

VESTRENG V., BREIVIK K., ADAMS M. i in., 2005 — Inventory 

Review 2005. Emission data report to LRTAP Convention 

and NEC Directive. Initial review for HMs and POPs. 

EMEP Technical Report MSC-W 1/2005. 

WAGNER R., 1990 — Cechsztyn w zachodniej czêœci polskiego 

akwenu Ba³tyku. Kwart. Geol., 34, 1: 93–112. 

WARDASZKO T., RADWAN I., PIETRZAK-FLIS Z., 2001 

— Ska¿enie promieniotwórcze rzek i jezior w Polsce w latach 

1994–2000. Inspekcja Ochrony Œrodowiska, Biblioteka 

Monitoringu Œrodowiska, Warszawa. 

WELLS M.L., 2003 — The level of iron enrichment requires to 

initiate diatom blooms in HNLC waters. Marine Chemistry, 

82: 101–114. 

WILLIAMS A.R., KIRCHMANN R.J., 1990 — Radium. A historical 

introduction. Technical Report Series No. 310. The environmental 

behavior of radium, vol. 1: 3–10. IAEA, Vienna. 

WITKIEWICZ Z., 1996 — Amunicja chemiczna zatopiona 

w Morzu Ba³tyckim. Biul. WAT, 9: 115–120. 

WITKIEWICZ Z., 2008 — Zagro¿enie Morza Ba³tyckiego spowodowane 

zatruciem substancjami pozosta³ymi po II wojnie 

œwiatowej. Posiedzenie Komisji Ochrony Œrodowiska 

dn. 18 maja 2004 r., www.senat.gov.pl/k6/agenda/wydarz/ 

2007/070528.htm 

Literatura 

WRZESIÑSKI D., 2007 — Proceedings of the Third International 

Conference on Climate and Water. SYKE, Helsinki. 

ZALEWSKI M., NIEMIRYCZ E., 2011 — The changeability of 

pollutants transported by Polish rivers into the Baltic Sea. 

Oceanol. Hydrobiol. Stud., w druku. 

ZECKER I.S., 1968 — Estestwennye resursy presnych podziemnych 

wod Pribaltiki. Moskwa. 

ZHUANG G., YI Z., WALLACE G.T., 1995 — Iron (II) in seawater, 

snow and surface seawater from coastal environment. 

Marine Chemistry, 50: 41–50. 

ZNOSKO J., 1962 — Obecny stan znajomoœci budowy geologicznej 

g³êbokiego pod³o¿a pozakarpackiej Polski. Kwart. 

Geol., 6, 3: 485–511. 

ZNOSKO J., 1998 — Atlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. 


ZUZEVICIUS A., 2010 — The groundwater dynamics in 

the southern part of the Baltic Artesian Basin during the Late 

Pleistocene. Baltica, 23, 1: 1–12. 

¯UREK J., 2002 — Konwencja Sztokholmska w sprawie trwa- 

³ych substancji organicznych. Z. 17. Wyd. IOŒ, Warszawa. 

http://levis.sggw.waw.pl (25.06.2010) 

www.balticwrecks.com.pl (29.06.2005) 

www.nto.pl (30.08.2008) 

www.wlb-stuttgart.de (25.05.2005) 

www.zoo.im.gda.pl (30.07.2006)

Rozdzia³ 6 

SK£ADNIKI G£ÓWNE OSADÓW MORZA BA£TYCKIEGO 

Osady plejstoceñskie pokrywaj¹ce zlewisko i dno Morza 

Ba³tyckiego powsta³y na skutek dzia³alnoœci l¹dolodów, 

które w plejstocenie kilkakrotnie przemieszcza³y 

siê przez obszar Ba³tyku, eroduj¹c krystaliczne i osadowe 

ska³y pod³o¿a. Materia³ osadowy dostaj¹cy siê do Morza 

Ba³tyckiego z obszaru zlewiska i ze strefy brzegowej pochodzi 

g³ównie z rozmywania plejstoceñskich osadów lodowcowych 

i wodnolodowcowych. W sk³adzie chemicznym 

osadów dennych Morza Ba³tyckiego oprócz dominuj¹cych 

sk³adników terygenicznych wystêpuj¹ równie¿ 

sk³adniki autogeniczne, zarówno chemogeniczne, jak i biogeniczne, 

jednak¿e w iloœciach tak ma³ych, ¿e nie zacieraj¹ 

one podobieñstw sk³adu chemicznego osadów morskich 

do plejstoceñskiego materia³u Ÿród³owego. 

Krzem stanowi g³ówny sk³adnik osadów Morza Ba³tyckiego. 

Wystêpuje jako kwarc, krzemiany, glinokrzemiany 

i krzemionka bezpostaciowa. Œrednia zawartoœæ SiO2 we 

wspó³czesnych osadach Morza Ba³tyckiego wynosi od 

oko³o 51% w osadach mulisto-ilastych do 89% w piaskach 

(Blazhchishin, 1982). 

Zawartoœæ krzemu w osadach bardzo mocno zale¿y od 

ich uziarnienia (fig. 6.1). W po³udniowej czêœci Ba³tyku 

W³aœciwego SiO2 w piaskach z powierzchni dna wystêpuje 

najczêœciej w iloœciach od 80 do 95%. Szczególnie 

wysokie zawartoœci krzemionki zawieraj¹ dobrze wysortowane 

piaski drobnoziarniste, niekiedy ponad 95%. 

W piaskach krzemionka wystêpuje g³ównie jako kwarc. 

W osadach mulistych i ilastych SiO2 wystêpuje najczêœciej 

w iloœci od 50 do 70%. W osadach najdrobniej- 

164 

szych, i³ach i i³ach mulistych, zalegaj¹cych w najg³êbszych 

czêœciach basenów Bornholmskiego i Gdañskiego, 

krzemionka stanowi od 40 do 60% osadu. Kwarc wystêpuje 

tu w mniejszych iloœciach, a dominuj¹ krzemiany. 

Wyniki uzyskane w projekcie „Baltic Sea Sediment 

Baseline Study” (Perttilä red., 2003) pokazuj¹, ¿e w pó³nocnej 

czêœci Ba³tyku W³aœciwego i w Zatoce Fiñskiej zawartoœæ 

SiO2 w osadach mulisto-ilastych waha siê od 

31,7% w Basenie Pó³nocnocentralnym do 70,2% w pó³nocno-wschodniej 

czêœci Zatoki Fiñskiej. Zawartoœci krzemionki 

w osadach mulisto-ilastych, pomimo braku frakcji 

piaszczystych, zale¿¹ od proporcji pomiêdzy udzia³em 

frakcji mulistych (0,063–0,004 mm) i frakcji ilastych 

(

Sk³adniki g³ówne osadów Morza Ba³tyckiego 

Fig. 6.1. Zawartoœæ SiO2 w osadach powierzchniowych po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego (a) oraz w zale¿noœci 

od zawartoœci frakcji

zawartoœæ Al2O3 w osadach powierzchniowych po³udniowej 

czêœci Ba³tyku W³aœciwego (fig. 6.2). 

Wed³ug wyników uzyskanych w projekcie „Baltic Sea 

Sediment Baseline Study” zawartoœæ Al2O3 w mulisto- 

-ilastych osadach g³ównych basenów sedymentacyjnych 

Ba³tyku (30 stacji z obszaru od Kattegatu po Zatokê Botnick¹) 

waha siê od 6,6 do 16,9%. Wartoœæ minimaln¹ 

stwierdzono w osadach Basenu Zachodniogotlandzkiego 

– proporcja pomiêdzy frakcjami mulistymi i ilastymi wynosi 

oko³o 1:1. Jest to sytuacja nietypowa, gdy¿ w basenach 

Farö i Pó³nocnocentralnym, czyli rejonach po³o- 

¿onych nieco na pó³noc, osady, w których udzia³ frakcji 

mulistej dochodzi do 75%, zawieraj¹ Al2O3 w iloœciach 

7,1 i 8,7%. Najwy¿sz¹ zawartoœæ Al2O3 (16,4%) zanotowano 

w osadach Zatoki Botnickiej, gdzie udzia³ frakcji 

ilastej (

szone zawartoœci TiO2 mog¹ byæ zwi¹zane z tworzeniem 

siê autogenicznych fosforanów ¿elaza. 

¯elazo do Morza Ba³tyckiego dostaje siê z osadami pochodz¹cymi 

z erozji brzegów i wraz ze sp³ywem rzecznym. 

Rozmywane osady plejstoceñskie zawieraj¹ ¿elazo w ró¿nych 

formach mineralnych. Okruchy mineralne frakcji 

piaszczystych zawieraj¹ce ¿elazo to g³ównie magnetyt, hematyt, 

biotyt i glaukonit. We frakcjach ilastych i koloidalnych 

¿elazo wystêpuje najczêœciej w formie wodorotlenków. 

Najwiêcej ¿elaza dop³ywa do Ba³tyku rzekami, szczególnie 

Wis³¹ i Odr¹, w formie zawiesiny z³o¿onych zwi¹zków 

organicznych wymywanych z gleb bielicowych. 

W osadach Morza Ba³tyckiego ¿elazo wystêpuje w formie 

rozproszonej oraz w formie konkrecji ¿elazowo- 

-manganowych. Formy rozproszone to g³ównie sk³adniki 

terygeniczne, przy niewielkiej domieszce minera³ów autigenicznych. 

Autogeniczne minera³y ¿elaza, takie jak piryt 

(³¹cznie z hydrotroilitem), markazyt i wiwianit, tworz¹ 

siê w warunkach beztlenowych panuj¹cych w wodach 

przydennych m.in. Basenu Wschodniogotlandzkiego (Alvi, 

Winterhalter, 2001) i w niektórych innych basenach sedymentacyjnych. 

Zawartoœæ ¿elaza w osadach wspó³czesnych zale¿y od 

ich uziarnienia. Najwiêksze zawartoœci ¿elaza (Fe2O3) 


Fig. 6.3. Zale¿noœæ zawartoœci TiO2 od zawartoœci frakcji

168 


Fig. 6.4. Zawartoœæ Fe2O3 w powierzchniowej warstwie osadów (0–2 cm) w po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego (a) 

oraz w zale¿noœci od zawartoœci frakcji

Mangan do Morza Ba³tyckiego dostaje siê, podobnie 

jak ¿elazo, na skutek erozji osadów plejstoceñskich na 

wybrze¿ach i z gleb zlewiska wraz z wodami rzecznymi. 

W odró¿nieniu od ¿elaza, wody rzek wpadaj¹cych do 

pó³nocnych czêœci Morza Ba³tyckiego s¹ wzglêdnie bardziej 

zasobne w mangan ni¿ rzeki wpadaj¹ce do czêœci 

po³udniowych (Blazhchishin, 1982). W osadach piaszczystych 

obecnoœæ manganu zwi¹zana jest z ilmenitem, 

a w osadach drobnoziarnistych (mulisto-ilastych) – z minera³ami 

ilastymi oraz autogenicznymi, tworz¹cymi siê 

w strefach beztlenowych. 

Wed³ug wyników uzyskanych w projekcie „Baltic Sea 

Sediment Baseline Study” zawartoœæ MnO w drobnoziarnistych 

osadach g³ównych basenów sedymentacyjnych 

Ba³tyku waha siê od 0,29% w osadach mulisto-ilastych 

wschodniej czêœci Basenu Gdañskiego (stacja 170) 


Fig. 6.5. Zawartoœæ Fe2O3 w powierzchniowej warstwie osadów (0–2 cm) 

zachodniej czêœci Zatoki Gdañskiej 

do 16,0–16,6% w analogicznych osadach Basenu Pó³nocnocentralnego 

(stacja180) i po³udniowej czêœci Zatoki 

Botnickiej (stacja 193). Powy¿sze wyniki wskazuj¹ na 

s³ab¹ korelacjê zawartoœci manganu z uziarnieniem 

osadów. 

W po³udniowej czêœci Ba³tyku W³aœciwego MnO wystêpuje 

w iloœci od poni¿ej 0,001 do 0,989% (fig. 6.6). 

W poszczególnych typach granulometrycznych osadów 

powierzchniowych zawartoœæ manganu zmienia siê w szerokim 

zakresie: w piaskach waha siê od poni¿ej 0,001% do 

oko³o 0,95% , w osadach piaszczysto-mulistych od 0,1 do 

0,41%, a w osadach mulisto-ilastych od 0,1 do 0,52%. 

Zwi¹zane jest to z faktem, ¿e podwy¿szone iloœci manganu 

wystêpuj¹ nie tylko w formie rozproszonej w osadach 

drobnoziarnistych stref beztlenowych, ale równie¿ w formie 

otoczek i naskorupieñ na ziarnach mineralnych w stre- 

169

Fig. 6.6. Zale¿noœæ zawartoœci MnO od zawartoœci 

frakcji

fach natlenionych, w miejscach wystêpowania konkrecji 

¿elazowo-manganowych. 

W osadach Zatoki Gdañskiej rola Wis³y w dostawie 

zwi¹zków manganu do Morza Ba³tyckiego jest widoczna 

jeszcze wyraŸniej ni¿ w przypadku ¿elaza. Zawartoœæ 

MnO w piaskach i piaskach mulistych z przedpola ujœcia 

Wis³y jest dwukrotnie wy¿sza ni¿ w osadach mulisto-ilastych 

strefy g³êbokowodnej (fig. 6.7). 

Wapñ. Wêglan wapnia w osadach Morza Ba³tyckiego 

jest zarówno pochodzenia terygenicznego, jak i biogenicznego. 

Wêglany terygeniczne wystêpuj¹ jako kalcyt 

i dolomit. Wêglany biogeniczne wystêpuj¹ jako okruchy 

muszli. Zarówno okruchy wêglanowe terygeniczne, jak 

i biogeniczne s¹ bardzo szybko niszczone. Ziarna kalcytu 

i dolomitu oraz okruchy muszli s¹ ma³o odporne na niszczenie 

mechaniczne. Dodatkowo, muszle ma³¿y ba³tyckich 

s¹ ma³e i cienkie, tym ³atwiej wiêc podlegaj¹ rozdrabnianiu. 

Wêglan wapnia w Ba³tyku jest równie¿ rozpuszczany 

chemicznie, gdy¿ wody ba³tyckie s¹ nienasycone 

CaCO3. Wêglan wapnia wystêpuje w osadach piasz- 

Literatura 

ALVI K., WINTERHALTER B., 2001 — Authigenic mineralization 

in the temporary anoxic Gotland Deep, the Baltic Sea. 

Baltica, 14: 74–83. 

BLAZHCHISHIN A.I., 1982 — G³ówne sk³adniki chemiczne 

osadów dennych Morza Ba³tyckiego. W: Geologia Morza 

Ba³tyckiego (red. V.K. Vudelis, E.M. Emelyanov): 257–289. 

Wyd. Geol., Warszawa. 

MAPA geologiczna dna Ba³tyku 1:200 000, 1989–1995 (red. 

J.E. Mojski). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

Literatura 

czystych i mulisto-ilastych najczêœciej w iloœciach mniejszych 

ni¿ 1%. Nieznacznie podwy¿szone zawartoœci 

CaCO3 stwierdzane s¹ tylko w pó³nocnej czêœci Ba³tyku 

W³aœciwego, w rejonach, gdzie na wybrze¿ach i dnie 

morskim ods³aniaj¹ siê wapienie sylurskie i ordowickie. 

W rejonie Saremy i Hiumy oraz Gotlandii zawartoœæ wêglanu 

wapnia w osadach powierzchniowych mo¿e dochodziæ 

do 5%. 

Brak lub bardzo ma³a (

Rozdzia³ 7 

WÊGIEL ORGANICZNY I SUBSTANCJE BIOGENICZNE 

W OSADACH MORZA BA£TYCKIEGO 

7.1. Czynniki kszta³tuj¹ce zawartoœæ wêgla organicznego i substancji biogenicznych 

w osadach 

Zawartoœæ wêgla i substancji biogenicznych w osadach 

morskich kszta³towana jest przez kompleksowo oddzia³uj¹ce 

czynniki biotyczne i abiotyczne. Organizmy 

bentosowe ograniczaj¹ akumulacjê materii organicznej 

w obrêbie dna, przez co kszta³tuj¹ pionowe i poziome 

rozmieszczenie wêgla i pierwiastków od¿ywczych w osadach. 

Intensywnoœæ erozji w obszarze zlewni ma wp³yw 

na tempo sedymentacji oraz warunki tlenowe w zbiorniku 

wodnym, a w konsekwencji kszta³tuje pojemnoœæ sorpcyjn¹ 

osadów oraz fizyczn¹ i biologiczn¹ aktywnoœæ organizmów 

bentosowych. Zmiany pH w toni wodnej powoduj¹ 

zmiany w procesach wytr¹cania fosforanów metali 

(Ca, Fe, Al) oraz pojemnoœci sorpcyjnej zawiesiny i powierzchniowej 

warstwy osadów. Dynamika wód kszta³tuje 

stratyfikacjê osadów i w konsekwencji procesy diagenetyczne 

oraz poziome rozmieszczenie osadów. 

Aktywnoœæ hydrodynamiczna jest wynikiem falowania 

wiatrowego i pr¹dów. W stosunkowo p³ytkim Ba³tyku 

istotny wp³yw na dynamikê wód naddennych, a przez 

to na dynamikê osadów, ma sezonowo zmienne falowanie 

wiatrowe oraz batymetria (Jönsson i in., 2005). Odzwierciedleniem 

ró¿nic w czêstoœci i intensywnoœci mieszania 

wody nad dnem s¹ nie tylko ró¿nice w uziarnieniu 

osadów, ale te¿ w ich wilgotnoœci (W) oraz straty przy 

pra¿eniu (LOI), a tak¿e zawartoœci wêgla i substancji bio- 

172 

genicznych. Elementy te s¹ ze sob¹ œciœle zwi¹zane (tab. 

7.1, fig. 7.1). Drobnodyspersyjne, silnie uwodnione osady 

charakteryzuje znaczna strata przy pra¿eniu oraz du¿a 

Tabela 7.1 

Wspó³czynniki funkcji postaci W = a·ln(LOI) + b opisuj¹cej 

zwi¹zki pomiêdzy wilgotnoœci¹ (W) i zawartoœci¹ materii organicznej 

(oznaczan¹ jako strata przy pra¿eniu LOI) w osadach 

ró¿nych rejonów Ba³tyku (Carman, Cederwall, 2001) 

Rejon 

Wspó³czynniki 

Wspó³czynnik 

korelacji 

a b r 2 

Zatoka Botnicka 24,6 20,6 0,88 

Morze Botnickie 27,8 12,9 0,94 

Ba³tyk W³aœciwy 24,4 15,2 0,91 

Zatoka Fiñska 27,7 7,8 0,93 

Zatoka Ryska 23,5 20,3 0,96 

Zatoka Gdañska * 

21,5 24,2 0,98 

Ba³tyk 23,7 17,9 0,90 

* Graca, 2009

Czynniki kszta³tuj¹ce zawartoœæ wêgla organicznego i substancji biogenicznych w osadach 

Fig. 7.1. Zwi¹zki pomiêdzy (a) wêglem i strat¹ przy pra¿eniu, (b) fosforem ca³kowitym i strat¹ przy pra¿eniu w powierzchniowej 

warstwie osadów w Zatoce Gdañskiej (Graca, Bola³ek, 1998), (c) azotem i wêglem (0,95 � r � 0,99) (Carman, Cederwall, 

2001) oraz (d) wêglem i wilgotnoœci¹ w ró¿nych rejonach Ba³tyku (na podstawie Carman i in., 1996; Carman, Rahm, 

1996; Conley i in., 1997; Edlund, Carman, 2001) 

zawartoœæ wêgla i substancji pokarmowych. Zwi¹zki 

³¹cz¹ce te elementy mog¹ wykazywaæ zró¿nicowanie regionalne. 

Powody tego typu zró¿nicowania wi¹¿¹ siê, 

przyk³adowo, z odmiennym ustrojem hydrologicznym 

akwenów czy te¿ sk³adem geochemicznym materia³u 

osadowego erodowanego ze zlewni. 

W Ba³tyku wyró¿niono trzy funkcjonalne strefy dna 

(Håkanson i in., 2003). W strefie dna erozyjnego (strefa 

E) ci¹g³a aktywnoœæ fizyczna wód wywo³uje resuspensjê 

osadów i uniemo¿liwia depozycjê ziaren, a¿ do pewnej 

krytycznej ich wielkoœci. Wilgotnoœæ osadów tej strefy 

nie przekracza 50%, a strata przy pra¿eniu (LOI) – 4%. 

Przeciwieñstwo reprezentuje strefa dna akumulacyjnego 

(strefa A), gdzie panuj¹ warunki sprzyjaj¹ce niezak³óconej 

depozycji osadów drobnodyspersyjnych. Osady strefy 

akumulacyjnej charakteryzuje du¿a wilgotnoœæ (W >75%) 

i strata przy pra¿eniu (LOI >10%). Dno tranzytowe (strefa 

T) stanowi obszar przejœciowy pomiêdzy dnem erozyj- 

nym i akumulacyjnym. Okresy intensywnej resuspensji 

i transportu osadów drobnodyspersyjnych przeplataj¹ siê 

tu z niewielk¹ aktywnoœci¹ fizyczn¹ wód i w konsekwencji 

depozycj¹ tych osadów. Poniewa¿ wskazanie tego typu 

dna mo¿e czasem nastrêczaæ trudnoœci, jako alternatywê 

stosuje siê podzia³ na dno akumulacyjne i nieakumulacyjne 

(Jönsson i in., 2005). W strefie dna tranzytowego 

wilgotnoœæ i strata przy pra¿eniu le¿¹ w zakresach, odpowiednio, 

50–75% i 4–10%. W wiêkszoœci rejonów Ba³tyku 

na strefê erozyjn¹ przypada najmniejsza powierzchnia 

dna (tab. 7.2). 

Osady drobnodyspersyjne, typowe dla strefy dna akumulacyjnego, 

powstaj¹ w spokojnych warunkach hydrodynamicznych 

ze stosunkowo jednorodnej zawiesiny. 

W konsekwencji zawartoœæ sk³adników chemicznych 

w tych osadach charakteryzuj¹ zazwyczaj regularne profile 

pionowe. Ponad 80% materia³u osadowego mo¿e dostawaæ 

siê w rejony dna akumulacyjnego w wyniku resuspensji 

173

174 

Wêgiel organiczny i substancje biogeniczne w osadach Morza Ba³tyckiego 

Tabela 7.2 

Procentowy udzia³ powierzchni przypadaj¹cej 

na poszczególne strefy dna w ró¿nych 

rejonach Ba³tyku (Carman, Cederwall, 2001) 

Rejon 

Powierzchnia Strefa dna 

[10 3 km 2 ] A T E 

Zatoka Botnicka 36 33 43 24 

Morze Botnickie 

(wraz z M. Alandzkim) 

70 30 46 24 

Zatoka Fiñska 30 41 39 19 

Zatoka Ryska 19,2 28 39 33 

Zatoka Gdañska 

(bez Zatoki Puckiej 

i Zalewu Wiœlanego)* 

4,6 40 31 29 

Ba³tyk W³aœciwy 206 38 38 24 

* Graca, 2009 

i nastêpnie transportu z rejonów p³ytkowodnych (Jonsson 

i in., 1990). W strefie tranzytowej dna procesy sedymentacji 

podlegaj¹ wiêkszym fluktuacjom, w efekcie zawartoœæ 

wêgla i innych sk³adników chemicznych wykazuje 

mniej regularne zmiany w profilu oraz szerokie zakresy 

wartoœci. Dla strefy dna erozyjnego charakterystyczne s¹ 

niskie wartoœci C,NiPiichnieregularne zmiany w profilu 

osadu. 

Czêsto jako granicê pomiêdzy stref¹ akumulacyjn¹ 

i nieakumulacyjn¹ przyjmuje siê g³êbokoœæ toni wodnej. 

W Ba³tyku granicê tê stanowi izobata 75 m (Carman, 

Wulff, 1989). W Zatoce Gdañskiej (bez Zatoki Puckiej) 

udzia³ frakcji drobnodyspersyjnej wzrasta wraz ze wzrostem 

g³êbokoœci toni wodnej, w konsekwencji tak¿e strata 

przy pra¿eniu i wilgotnoœæ w powierzchniowej warstwie 

osadów (0–1 cm) wykazuj¹ silne zwi¹zki z g³êbokoœci¹ 

(fig. 7.2). Przybli¿one granice pomiêdzy stref¹ 

erozji, tranzytu i akumulacji osadów drobnodyspersyjnych 

w tym akwenie wyznaczaj¹ izobaty 40 i 80 m. 

Nale¿y podkreœliæ umownoœæ takiego podzia³u. W³aœciwoœci 

osadów dennych kszta³towane s¹ przez kompleksowe 

oddzia³ywanie wielu czynników i nie zawsze zasadniczym 

kryterium jest g³êbokoœæ toni wodnej. 

Fig. 7.2. Wspó³zale¿noœæ pomiêdzy g³êbokoœci¹ toni wodnej i (a) wilgotnoœci¹ (W), (b) zawartoœci¹ czêœci organicznych 

(oznaczan¹ jako strata przy pra¿eniu LOI) w powierzchniowej warstwie osadów (0–1 cm) Zatoki Gdañskiej (Graca, 2009)

7.2. Wêgiel organiczny 

Intensywna dzia³alnoœæ gospodarcza w zlewisku Morza 

Ba³tyckiego w okresie ostatnich 100–150 lat spowodowa³a 

wzmo¿on¹ eutrofizacjê, której efektem jest nadmierny 

dop³yw materii organicznej do osadów. Wzbogacenie 

osadów morskich w wêgiel organiczny intensyfikuje procesy 

biogeochemiczne, wp³ywa na mi¹¿szoœæ osadu, warunki 

tlenowe, a w konsekwencji powoduje zmiany w biocenozach. 

Wêgiel organiczny obecny w osadach, bêd¹c 

parametrem kontroluj¹cym procesy mineralizacji i wymiany 

materii pomiêdzy osadami i wod¹, jest istotnym elementem 

w globalnym kr¹¿eniu wêgla. Osady s¹ g³ównym 

miejscem d³ugoterminowego jego przechowywania. Akumulacja 

wêgla w osadach jest, obok poch³aniania go przez 

oceany i biosferê, najwa¿niejszym d³ugoterminowym mechanizmem 

redukuj¹cym poziom atmosferycznego CO2. 

Poznanie roli wêgla w cyklu morskim i globalnym 

oraz odniesienie do regionalnej regulacji klimatu jest 

jednym z wa¿niejszych problemów we wspó³czesnych 

badaniach oceanograficznych. Rozpoznanie regionalnej 

i sezonowej zawartoœci wêgla organicznego w osadach 

wspó³czesnych i historycznych pozwala na ocenê zmian 

œrodowiska sedymentacyjnego w morzu (Emeis i in., 

2003; Leipe i in., 2008). 

7.2.1. Obieg wêgla w œrodowisku morskim 

W globalnym kr¹¿eniu wêgla s¹ obecne trzy g³ówne 

rezerwuary tego pierwiastka: atmosfera, oceany i morza 

oraz biosfera l¹dowa. Ocean jest zbiornikiem zawieraj¹cym 

50 razy wiêcej CO2 ni¿ atmosfera i 20 razy wiêcej 

ni¿ biosfera l¹dowa. Spoœród emitowanego dwutlenku 

wêgla 50% pozostaje w atmosferze, a pozosta³e 50% jest 

poch³oniête przez wegetacjê l¹dow¹ i oceany (Schulz, 

Zobbel, 2000). Oceany pe³ni¹ szczególn¹ rolê w usuwaniu 

dwutlenku wêgla z atmosfery, gdzie transport CO2 do 

wód g³êbokich odbywa siê zarówno pod wp³ywem procesów 

fizycznych (pompa fizyczna), jak i biologicznych 

(pompa biologiczna). 

Rozpuszczony wêgiel nieorganiczny (DIC – dissolved 

inorganic carbon), obecny w wodzie g³ównie w postaci 

HCO3 – iCO3 2– , jest asymilowany w procesie fotosyntezy 

przez autotrofy, mo¿e byæ równie¿ asymilowany przez 

nieliczne mikroorganizmy na drodze chemosyntezy (Pilson, 

1998). Powsta³y wêgiel organiczny w formie zawie- 

Wêgiel organiczny 

szonej (POC – particulate organic carbon) jest przenoszony 

do g³êbokich wód mórz i oceanów i ostatecznie do 

osadów dennych. W formie zawieszonej obecny jest 

w wodzie tak¿e wêgiel nieorganiczny (PIC – particulate 

inorganic carbon), g³ównie jako wêglan wapnia lub magnezu. 

Wa¿n¹ rolê w obiegu wêgla stanowi rozpuszczony 

wêgiel organiczny (DOC – dissolved organic carbon), 

który jest wydalany przez organizmy autotroficzne, powstaje 

w procesach samotrawienia, wydzielaj¹c siê z obumar³ych 

komórek, oraz w procesach hydrolizy w wyniku 

dzia³ania bakteryjnych enzymów pozakomórkowych. 

W ca³kowitej puli wêgla organicznego obecnego w morzach 

i oceanach DOC stanowi œrednio 80% (Pempkowiak, 

1997). W procesie degradacji mikrobiologicznej 

materii organicznej obok DOC do obiegu powraca rozpuszczony 

wêgiel nieorganiczny. 

G³ównym czynnikiem wzbogacaj¹cym morskie osady 

w wêgiel organiczny jest produkcja materii organicznej 

w powierzchniowej warstwie toni wodnej (Pedersen, Calvert, 

1990). Obok wêgla autochtonicznego istotnym Ÿród- 

³em wêgla organicznego jest dop³yw terygeniczny, z dominuj¹cym 

w przypadku Ba³tyku udzia³em transportu 

rzecznego. W osadach Morza Ba³tyckiego udzia³ wêgla 

organicznego pochodzenia terygenicznego jest znacz¹co 

wy¿szy w stosunku do osadów otwartych mórz i oceanów, 

siêga 10–30% zawartego w osadach ca³kowitego 

wêgla organicznego (TOC – total organic carbon) (Miltner, 

Emeis, 2000, 2001). Iloœæ i jakoœæ dostarczanej do 

osadów materii terygenicznej zale¿y przede wszystkim 

od rodzaju pod³o¿a zlewiska, sposobu jego u¿ytkowania 

(rolniczy, przemys³owy) i stopnia pokrycia roœlinnoœci¹. 

Tempo sedymentacji materii organicznej jest kolejnym 

parametrem wp³ywaj¹cym na zawartoœæ TOC w osadach. 

Wraz z jego wzrostem roœnie tempo odk³adania tego pierwiastka. 

W otwartych oceanach strumieñ wêgla przez kolumnê 

wody spada ekspotencjalnie z g³êbokoœci¹ w wyniku 

degradacji materii organicznej w warunkach tlenowych 

(Suess, 1980). Jednoczeœnie w opadaj¹cej materii 

zwiêksza siê udzia³ refrakcyjnego (niebiodegradowalnego) 

wêgla organicznego kosztem jego formy biodegradowalnej, 

labilnej (Bertrand, Lallier-Verges, 1993). Do 

dna oceanicznego dociera tylko niewielka czêœæ (1,5%) 

wyprodukowanego w warstwie powierzchniowej TOC, 

natomiast do osadów w strefie szelfowej i sk³onach 

175

kontynentalnych dostaje siê znacznie wiêksza jego czêœæ 

(do 17%) (Schlitzer, 2002). Na dnie wêgiel organiczny 

podlega przemianom diagenetycznym, miêdzy innymi 

utlenianiu do CO2. Ostatecznie w osadach strefy szelfowej 

i sk³onów pozostaje od 0,5 do 3%, podczas gdy w basenach 

oceanicznych jedynie 0,014% TOC powsta³ego 

w produkcji pierwotnej. 

Degradacja i tempo odk³adania wêgla organicznego 

w œrodowisku morskim zale¿¹ m.in. od podatnoœci materii 

organicznej na degradacjê i od dostêpnoœci tlenu. Materia 

organiczna sk³ada siê z heterogenicznej mieszaniny 

cz¹stek i moleku³ o odmiennych w³aœciwoœciach fizycznych 

i chemicznych. Mieszanina takiej materii charakteryzuje 

siê ró¿nymi produktami degradacji i czasem ich 

obiegu (Müller, 2002). Dekompozycja w warunkach tlenowych 

uwa¿ana jest za bardziej efektywn¹, szczególnie 

w przypadku materii refrakcyjnej, ni¿ w warunkach beztlenowych 

(Arnosti i in., 2005), a g³êbokie, pozbawione 

tlenu baseny sedymentacyjne s¹ obszarami nasilonego 

odk³adania wêgla organicznego. W warunkach beztlenowych 

na rozk³ad materii organicznej istotny wp³yw ma 

redukcja siarczanów, której wydajnoœæ mo¿na w okreœlonych 

warunkach porównywaæ z degradacj¹ tlenow¹. 

Istotnym elementem wp³ywaj¹cym na rozmieszczenie 

TOC w osadach jest obecnoœæ organizmów bentosowych 

(Witte i in., 2003). Makro- i mejofauna s¹ odpowiedzialne 

za przenoszenie wêgla organicznego w g³¹b osadów. 

Organizmy te natleniaj¹ osad w procesach bioturbacji i bioirygacji, 

przyspieszaj¹c tym samym degradacjê materii 

organicznej. Mikroorganizmy konsumuj¹ œwie¿¹ materiê 

organiczn¹ dostarczon¹ z warstwy eufotycznej, jak równie¿ 

materiê przetworzon¹ przez organizmy bentosowe, 

i wspó³uczestnicz¹ w dalszym rozk³adzie wêgla organicznego 

(Arnosti i in., 2005). Pozostawiaj¹ niewielk¹ czêœæ 

materii organicznej zagrzeban¹ w osadach, tym samym zamykaj¹c 

jej drogê do póŸniejszego udzia³u w obiegu wêgla 

(Yakushev i in., 2007). Jednoczeœnie same stanowi¹ wa¿n¹ 

sk³adow¹ wêgla organicznego w osadach. 

Zawartoœæ wêgla organicznego w osadach jest zatem 

wypadkow¹ dostarczania do zbiornika wêgla z ró¿nych 

Ÿróde³ oraz procesów redukuj¹cych iloœæ tego pierwiastka 

w toni wodnej i osadach. TOC w powierzchniowej 

warstwie osadu odzwierciedla przede wszystkim rozmieszczenie 

i wielkoœæ pelagicznej produkcji pierwotnej, 

ale zale¿y równie¿ m.in. od wielkoœci, jakoœci i oddalenia 

od Ÿróde³ terygenicznych, topografii dna, g³êbokoœci 

176 


akwenu, rodzaju osadu czy poziomego transportu miêdzy 

basenami (Baldock i in., 2004). 

7.2.2. Rozmieszczenie wêgla organicznego 

we wspó³czesnych osadach powierzchniowych 


Ca³kowity wêgiel organiczny (TOC) w powierzchniowych 

osadach Ba³tyku mieœci siê w szerokim zakresie, od 

wartoœci bliskich zera do ponad 16% (m.in. Pêcherzewski, 

1976; Szczepañska, Uœcinowicz, 1994; Carman, Rahm, 

1996; Emelyanov, 2001, 2002; Miltner, Emeis, 2001; Perttilä 

red., 2003; Virtasalo i in., 2005; Leipe i in., 2008). 

Najni¿sze zawartoœci TOC stwierdzono w osadach piaszczystych, 

g³ównie w p³ytkich rejonach przybrze¿nych, 

a najwy¿sze – w g³êbokich basenach depozycyjnych wyœcie³anych 

osadami mulistymi. Zarówno w osadach obszarów 

p³ytko-, jak i g³êbokowodnych Morza Ba³tyckiego 

wystêpuj¹ regionalne i sezonowe ró¿nice w zawartoœci 

wêgla organicznego. 

Wœród g³êbokich basenów sedymentacyjnych najmniejsz¹ 

zawartoœci¹ wêgla organicznego (3–4%) charakteryzuj¹ 

siê osady Kattegatu oraz Morza Botnickiego i Zatoki 

Botnickiej. Najbogatsze w TOC osady (nawet przesz³o 

4-krotnie wiêksze TOC ni¿ w Kattegacie) wystêpuj¹ 

w pó³nocno-wschodniej czêœci Basenu Gotlandzkiego. 

Œrednie (6–8%) i wysokie (8–10%) zawartoœci TOC odnotowano 

w osadach Basenu Bornholmskiego i Basenu Gdañskiego 

(fig. 7.3). 

Rejon Kattegatu, najbardziej wysuniêty na zachód 

i o najmniejszej powierzchni subregion Ba³tyku, charakteryzuje 

siê wysok¹ (125 mg C/m 2 ·rok) produkcj¹ pierwotn¹ 

(Wania i in., 2001). Mimo to materia ta w niewielkim 

stopniu wzbogaca osady w tym obszarze. Spowodowane 

jest to wystêpowaniem sta³ych, okresowo silnych, 

pr¹dów przenosz¹cych materiê organiczn¹ do innych obszarów 

Ba³tyku wraz z wodami naddennymi p³yn¹cymi 

z Morza Pó³nocnego. Równie¿ s³abo urozmaicone dno 

nie sprzyja zatrzymywaniu wêgla organicznego w osadach. 

Za nisk¹ zawartoœæ wêgla organicznego w osadach 

Morza Botnickiego i Zatoki Botnickiej odpowiada g³ównie 

niewielka produktywnoœæ wód tego obszaru (2 do 5 

razy mniejsza produkcja pierwotna ni¿ w Kattegacie) 

oraz ma³e zasolenie sprzyjaj¹ce mieszaniu wód, a w konsekwencji 

dobremu natlenieniu i intensywnej mineralizacji 

materii organicznej w toni wodnej.

Fig. 7.3. Zawartoœæ ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) 

w powierzchniowej (0–1 cm) warstwie osadów Morza 

Ba³tyckiego (Carman i in., 1996; Miltner, Emeis, 2001; 

Perttilä i in., 2003) 

Maksymalne wartoœci stê¿eñ wêgla organicznego (przekraczaj¹ce 

lokalnie 15%) wystêpuj¹ce w osadach pó³nocnej 

i wschodniej czêœci Basenu Wschodniogotlandzkiego 

s¹ efektem najwiêkszej w Ba³tyku produkcji pierwotnej 

(g³ównie sinic i okrzemek) oraz najwiêkszego spoœród 

wszystkich basenów ba³tyckich dop³ywu materii z wód 

s¹siaduj¹cych. Dodatkowo stratyfikacja termiczno-zasoleniowa 

i nieregularne wlewy bogatych w tlen wód z Morza 

Pó³nocnego spowalniaj¹ tempo mineralizacji materii 

docieraj¹cej do dna. Autochtoniczne Ÿród³o TOC odpowiada 

za 90% wêgla organicznego w osadach tego regionu. 

G³ówn¹ przyczyn¹ niewielkiego udzia³u terygenicznego 

wêgla organicznego w osadach Basenu Wschodniogotlandzkiego 

jest zmniejszenie ³adunku materii transportowanej 

rzekami w trakcie przenoszenia na znaczne 

odleg³oœci. Wa¿niejszym ni¿ rzeczny Ÿród³em terygenicznego 

TOC w tym obszarze jest abrazja sk³onów tego 

basenu (Miltner, Emeis, 2001). 

Spoœród trzech, po³o¿onych w po³udniowym Ba³tyku, 

g³êbokich basenów najwy¿szymi zawartoœciami ca³kowitego 

wêgla organicznego charakteryzuj¹ siê osady Basenu 

Gdañskiego (fig. 7.3). Obok wysokiej produkcji pierwotnej, 

zbli¿onej do wartoœci najwy¿szych dla Ba³tyku, istotny 

wk³ad w zawartoœæ TOC w osadach ma w tym obszarze 

wêgiel pochodzenia terygenicznego, który w przypadku 

Basenu Gdañskiego siêga 30% TOC (Miltner, Emeis, 


2001). Wysoki udzia³ TOC pochodzenia terygenicznego 

stwierdzono równie¿ w osadach Basenu Arkoñskiego. 

W obu przypadkach odpowiedzialny jest za to dop³yw 

rzeczny, odpowiednio wodami Wis³y i Odry. 

Szczególnymi rejonami o wysokiej zawartoœci TOC 

w osadach s¹ zalewy i pó³otwarte zatoki. Dochodzi w nich 

do wstêpnej sedymentacji bogatej w wêgiel materii organicznej, 

wytwarzanej w zbiorniku na skutek intensywnego 

dostarczania soli biogenicznych oraz transportowanej 

rzekami. Rozmieszczenie TOC w osadach tych obszarów 

zale¿y od topografii dna oraz zwi¹zanej z ni¹ cyrkulacji 

pr¹dów. Wystêpowanie lokalnych basenów sedymentacyjnych 

w rejonie transportu materii organicznej skutkuje 

akumulacj¹ wêgla organicznego w tych „pu³apkach” tym 

wiêksz¹, im bli¿sze i wydajniejsze jest Ÿród³o materii. 

Zalew Pucki, podobnie jak Zalew Wiœlany, Zalew 

Szczeciñski czy Zalew Kuroñski, nale¿y do obszarów 

o du¿ej zawartoœci wêgla organicznego w osadach, czêsto 

wiêkszej ni¿ w s¹siaduj¹cych g³êbokich basenach sedymentacyjnych 

(tab. 7.3, fig. 7.3). Najwiêksz¹ zawartoœæ 

TOC (13,2%) stwierdzono w osadach Zalewu Szczeciñskiego. 

Odbiera on wêgiel organiczny transportowany 

Tabela 7.3 

Minimalna i maksymalna zawartoœæ ca³kowitego wêgla 

organicznego (TOC) w powierzchniowej warstwie 

osadów wybranych akwenów Morza Ba³tyckiego 

Rejon 

Zatoka 

Ryska 

Zalew 

Kuroñski 

Zalew 

Wiœlany 

TOC 

[%] 

Warstwa 

osadów 

[cm] 

�ród³o 

0,53–6,32 0–1 Carman i in., 1996 

0,40–6,64 0–5 Emelyanov red., 2002 

0,50–10,20 0–10 

Uœcinowicz, Zachowicz, 

1996; Emelyanov red., 2002; 

Chechko, Blazhchishin, 

2002 

Zalew 

Pucki 

0,23–8,18 0–2 Uœcinowicz, 2008 

Zatoka 

Pucka 

0,10–7,98 0–2 Uœcinowicz, 2008 

Zalew 

0,41–13,10 

Szczeciñski 

0–1 

Miltner, Emeis, 2001; 

Emeis i in., 2002 

177

Odr¹ oraz produkowany w zalewie w odpowiedzi na wysokie 

³adunki soli biogenicznych dostarczanych rzek¹. 

Ponad 10% zawartoœci TOC jest obecna równie¿ w osadach 

mulistych pó³nocno-zachodniej czêœci Zalewu 

Wiœlanego (Chechko, Blazhchishin, 2002). 

Do miejsc o wysokich zawartoœciach TOC w osadach 

nale¿¹ równie¿ zatoki o ograniczonym dostêpie do otwartych 

wód Morza Ba³tyckiego. Od 10 do 12% wêgla organicznego 

znajduje siê w osadach strefy przybrze¿nej Zatoki 

Fiñskiej. Wêgiel organiczny wnoszony z wodami 

Newy oraz pochodz¹cy z produkcji pierwotnej tego akwenu 

jest odk³adany w osadach w znacznej iloœci ze 

wzglêdu na stosunkowo niewielk¹ g³êbokoœæ tej czêœci za- 

178 


toki. Akumulacji sprzyja równie¿ topografia tego obszaru, 

z licznymi lokalnymi zag³êbieniami, oddzielonymi 

niewielkimi wzniesieniami (szkierami). Ni¿szymi wartoœciami 

stê¿eñ TOC charakteryzuj¹ siê osady p³ytkiej 

Zatoki Ryskiej. Jednak i w tym przypadku zawartoœæ wêgla 

organicznego wzrasta lokalnie do 7%. 

Podwy¿szone zawartoœci TOC mog¹ wystêpowaæ równie¿ 

w ujœciach rzek (fig. 7.4). Zmiennoœæ zawartoœci wêgla 

organicznego w rejonie dop³ywu wód rzecznych zale- 

¿y g³ównie od wielkoœci i jakoœci ³adunku materii organicznej, 

intensywnoœci procesów dynamicznych w obszarze 

przyujœciowym, jak równie¿ topografii akwenu, do 

którego odp³ywaj¹ wody rzeczne. Wraz z oddalaniem siê 

Fig. 7.4. Zawartoœæ ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w osadach z przedpola ujœæ rzek 

(na podstawie Carman i in., 1996; Burska i in., 1999; Uœcinowicz, 2008; Vonk i in., 2008)

od Ÿród³a terygenicznego wêgla organicznego wartoœæ 

TOC w osadach mo¿e spadaæ, utrzymywaæ siê na sta³ym 

poziomie lub rosn¹æ. 

Najni¿sze stê¿enia wêgla organicznego wystêpuj¹ 

w osadach piaszczystych zarówno strefy brzegowej, jak 

i otwartych wód Ba³tyku. Dop³yw z l¹du i wysoka produkcja 

pierwotna w strefie przybrze¿nej powoduj¹, ¿e 

obszar ten charakteryzuje siê du¿¹ zawartoœci¹ materii 

w kolumnie wody i znacznym jej strumieniem do osadów. 

Zatem ma³a zawartoœæ wêgla organicznego w piaszczystych 

osadach przybrze¿nych nie jest efektem niewielkiej 

intensywnoœci dostarczania wêgla do osadów, 

a wynikiem szybkiego obiegu materii (Huettel i in., 

1998). Materia organiczna przechodzi przez wiele cykli 

opadania i resuspensji w czasie transportu przez p³ytkie 

obszary przybrze¿ne i jest przechwytywana przez przemieszczaj¹ce 

siê falowanie i pr¹dy. W strefie brzegowej 

znacz¹cy wp³yw na przebieg rozk³adu materii organicznej 

w osadach ma wymywanie, które powoduje szybkie 

usuniêcie z osadów (wód interstycjalnych) substancji 

rozpuszczonych. 

Zawartoœæ wêgla organicznego w osadach piaszczystych 

jest zazwyczaj o rz¹d wielkoœci ni¿sza, ni¿ obserwowana 

w osadach mulistych (Szczepañska, Uœcinowicz, 

1994; Maksymowska, 1996; Emelyanov, 2001, 2002; 

Burska i in., 2003; Uœcinowicz, 2008). W 10 cm warstwie 

osadów piaszczystych Basenu Gdañskiego zawartoœæ 

TOC wystêpuje w zakresie od 0,02 do 0,98%, z najwy¿szymi 

wartoœciami w rejonie pó³wyspu Sambia (Emelyanov, 

2001). WyraŸnie ró¿ni¹ siê osady piaszczyste na 

wschód i na zachód od ujœcia Wis³y. W pierwszym przypadku 

TOC maksymalnie przyjmuje wartoœæ 0,18%, podczas 

gdy po drugiej stronie Wis³y zawartoœæ wêgla organicznego 

jest ju¿ ponad 3-krotnie wy¿sza. Nieco ni¿szym 

zakresem wartoœci TOC (0,04–0,66%) charakteryzuj¹ siê 

osady powierzchniowe (0–2,5 cm) Zatoki Pomorskiej 

(Burska i in., 1999) z najwy¿sz¹ zawartoœci¹ TOC w osadach 

wystêpuj¹cych w ujœciu Odry. Osady piaszczyste 

w rejonach oddalonych od brzegu maj¹ ni¿sze zawartoœci 

TOC ni¿ osady strefy brzegowej. Zawartoœæ wêgla organicznego 

w powierzchniowych osadach progu morskiego 

pomiêdzy basenami Gdañskim i Gotlandzkim nie przekracza 

0,5% (Szczepañska, Uœcinowicz, 1994; Emelyanov, 

2001). 

Stê¿enie wêgla organicznego w osadach powierzchniowych 

polskiej strefy ekonomicznej jest dobrze rozpo- 


znane. Badania dotycz¹ce stê¿enia TOC w osadach tego 

rejonu w latach 70. prowadzi³ Pêcherzewski (1976). Obszern¹ 

bazê danych TOC w osadach Basenu Gdañskiego, 

obejmuj¹c¹ równie¿ lata 70., przedstawi³ Emelyanov (red., 

2002). Jednak najbardziej szczegó³owe wyniki dotycz¹ce 

zawartoœci TOC prezentuj¹ dane z Atlasu geochemicznego 

po³udniowego Ba³tyku (Szczepañska, Uœcinowicz, 

1994) oraz najnowsze dane z lat 2005–2006 obejmuj¹ce 

Zatokê Gdañsk¹ i Zatokê Puck¹ (Uœcinowicz, 2008). 

W powierzchniowych osadach po³udniowego Ba³tyku 

zawartoœæ wêgla organicznego mieœci siê w zakresie od 

0,01 do 8,77% (tab. 7.4, fig. 7.5, 7.6) i wyraŸnie zale¿y od 

zawartoœci frakcji drobnych w osadach. Wraz ze wzrostem 

w osadach udzia³u frakcji drobniejszej ni¿ 0,063 mm 

roœnie w nich zawartoœæ wêgla organicznego. 

Najni¿sze wartoœci stê¿eñ TOC, podobnie jak w ca³ym 

Ba³tyku, dotycz¹ osadów piaszczystych, zaœ najwy¿sze – 

osadów mulistych (fig. 7.7). Podwy¿szenie zawartoœci 

TOC w osadach, wynikaj¹ce ze wzrostu udzia³u frakcji 

drobniejszych ni¿ 0,063 mm, odbywa siê wraz ze wzrostem 

g³êbokoœci zbiornika. Od tych zale¿noœci istnieje 

jednak wiele regionalnych i lokalnych odchyleñ, wynikaj¹cych 

zarówno z rozmieszczenia naturalnych i sztucznych 

Ÿróde³ zasilania w poszczególne sk³adniki, jak i ze 

zró¿nicowania warunków œrodowiskowych, takich jak 

uk³ady cyrkulacyjne pr¹dów morskich, topografia dna czy 

zró¿nicowana zawartoœæ tlenu w wodach przydennych. 

W osadach piaszczystych zawartoœæ TOC jest w 75% 

przypadków mniejsza od 0,4% (tab. 7.4). Najni¿sze zawartoœci 

TOC (0,01 0,05 0,29÷0,41 3,75 0,41 

Piaski muliste 

60 

i mu³y piaszczyste 

0,18 0,73 1,46÷0,95 4,28 2,04 

Mu³y i i³y 157 0,12 3,06 4,42÷1,77 8,77 5,57 

179

po³udniowych i po³udniowo-wschodnich brzegów Ba³tyku 

(Emelyanov, red., 2002) i pokrywaj¹ siê z obszarami 

wystêpowania silnych i czêstych procesów resuspensji 

uruchamianych falowaniem wiatrowym (Danielsson i in., 

2007). Wy¿sze wartoœci TOC pojawiaj¹ siê w osadach 

z przedpola ujœæ rzecznych (fig. 7.4), jak równie¿ w ob- 

180 


Fig. 7.5. Zawartoœæ ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w powierzchniowej (0–2 cm) warstwie osadów po³udniowego 

Ba³tyku (a) oraz w zale¿noœci od udzia³u frakcji


Fig. 7.6. Zawartoœæ ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w powierzchniowej (0–2 cm) warstwie osadów Zatoki Gdañskiej (a) 

oraz w zale¿noœci od udzia³u frakcji

Œrednio 5-krotnie wiêksz¹ zawartoœci¹ TOC charakteryzuj¹ 

siê piaski muliste i mu³y piaszczyste (tab. 7.4). 

Maksymalna zawartoœæ wêgla organicznego w tych osadach 

wyst¹pi³a w rejonie Basenu Bornholmskiego. Wysoka 

zawartoœæ TOC (4,14%) stwierdzona w osadach 

z przedpola ujœcia P³utnicy (Zalew Pucki) zwi¹zana jest 

z niewielk¹ dynamik¹ tego rejonu, sprzyjaj¹c¹ odk³adaniu 

niesionego rzek¹ materia³u organicznego, oraz z materi¹ 

z rozmywanych torfów, stanowi¹cych w tym miejscu 

dno zalewu (Jankowska, £êczyñski, 1993). 

W osadach mulistych po³udniowego Ba³tyku ca³kowity 

wêgiel organiczny by³ w 75% przypadków wy¿szy od 

3,0%. Najwy¿sze stê¿enia TOC, przekraczaj¹ce 8%, stanowi³y 

nie wiêcej ni¿ 1% wszystkich obserwowanych 

wyników i wyst¹pi³y w osadach Zalewu Puckiego (Jama 

KuŸnicka) oraz w centralnej czêœci Zatoki Gdañskiej (fig. 

7.5, 7.6). Podobnie jak w przypadku innych osadów, zawartoœæ 

TOC w mu³ach ró¿ni siê regionalnie. Najwy¿sz¹ 

zawartoœci¹ charakteryzuj¹ siê mu³y Zalewu Puckiego 

oraz Basenu Gdañskiego, zaœ najni¿sz¹ – Rynny S³upskiej 

(fig. 7.8). Ekstremalnie wysok¹ zawartoœæ wêgla organicznego 

stwierdzono równie¿ w sztucznych zag³êbieniach 

powsta³ych w wyniku prowadzenia prac czerpal- 

182 


Fig. 7.7. Zró¿nicowanie zawartoœci ca³kowitego wêgla 

organicznego (TOC) w zale¿noœci od typu osadu 

(Uœcinowicz, 2008) 

pg – piaski gruboziarniste, ps – piaski œrednioziarniste, pd – piaski 

drobnoziarniste, pbd – piaski bardzo drobnoziarniste, pm – piaski 

muliste, mp – mu³y piaszczyste, m – mu³y 

nych w przybrze¿nej strefie Zalewu Puckiego i Zatoki 

Puckiej w latach 1980–1990. W porównaniu do naturalnych 

zag³êbieñ dna w tym rejonie powsta³e wyrobiska 

maj¹ niewielk¹ powierzchniê i doœæ du¿¹ g³êbokoœæ (Jankowska, 

£êczyñski, 1993). Dochodzi w nich do akumulacji 

osadów drobnodyspersyjnych i materii organicznej. 

Zawartoœæ wêgla organicznego w osadach tych rejonów, 

z uwagi na bezpoœredni dop³yw materii organicznej z l¹du 

oraz wysok¹ produkcjê pierwotn¹ spowodowan¹ sp³ywem 

soli biogenicznych, roœnie nawet do 17% (fig. 7.9). Stê¿enie 

TOC w poszczególnych wyrobiskach zale¿y miêdzy 

innymi od ich g³êbokoœci, okresu w ci¹gu roku oraz od 

odleg³oœci od nasady pó³wyspu. W wyrobisku KuŸnica 

tempo akumulacji wêgla organicznego oszacowano na 

poziomie 63 g/m 2 ·rok i by³o ono trzykrotnie wiêksze od 

tempa akumulacji w naturalnej Jamie KuŸnickiej (Graca 

i in., 2004). 

Zmiany stê¿eñ wêgla organicznego w g³¹b osadu zale¿¹ 

od typu osadu i s¹ wypadkow¹ procesu mineralizacji 

i akumulacji materii organicznej dostarczonej do osadu. 

Gromadzenie osadów mo¿e odbywaæ siê w warunkach tlenowych 

i beztlenowych. Obecnoœæ siarkowodoru w osadach 

jest wynikiem braku równowagi pomiêdzy iloœci¹ 

dostarczanego wêgla i dostêpnoœci¹ tlenu potrzebnego do 

procesów mineralizacji. W warunkach beztlenowych 

w osadach powstaj¹ siarczki ¿elaza, które nadaj¹ osadowi 

czarny kolor (fig. 7.10). W rdzeniu osadów mulistych 

Fig. 7.8. Regionalne zmiany zawartoœci ca³kowitego wêgla 

organicznego (TOC) w osadach mulistych po³udniowej 

czêœci Morza Ba³tyckiego (minimum, œrednia, maksimum); 

na podstawie danych prezentowanych na fig. 7.5 i 7.6

Fig. 7.9. Lokalizacja wyrobisk porefulacyjnych w Zatoce 

Puckiej (Bradtke, Urbañski, 2008) oraz zawartoœæ ca³kowitego 

wêgla organicznego (TOC) w osadach powierzchniowych 

(0–2 cm) tych zbiorników (lata 2007/2008) 

wyraŸnie wyodrêbniaj¹ siê: okres tlenowy (jasny kolor 

osadu) o mniejszej zawartoœci wêgla organicznego oraz 

bogate w TOC osady (ciemniejszy kolor osadu), gromadzone 

w ostatnich 100–150 latach w warunkach beztlenowych. 

Zatem pionowe profile TOC w osadach, szczególnie 

w przypadku osadów mulistych, mog¹ dostarczyæ 

informacji o historycznym rozmieszczeniu wêgla organicznego 

w Ba³tyku. 

Pionowe profile TOC w osadach prezentuj¹ m.in.: 

Carman i in. (1996), Carman i Rahm (1996), Maksymowska 

(1996), Burska i in. (1999, 2003), Graca i in. (2004). 

Sta³a wartoœæ TOC w osadzie odpowiada sta³ej wartoœci 

tempa akumulacji. Taki profil zawartoœci wêgla organicznego 

w g³¹b osadów wystêpuje w osadach Basenu 

Arkoñskiego (fig. 7.11). Wysokie wartoœci TOC na powierzchni 

i spadek z g³êbokoœci¹ wskazuj¹ na zwiêkszon¹ 

akumulacjê tego pierwiastka w zbiorniku. Ró¿nica 

pomiêdzy zawartoœci¹ TOC w górnej (wspó³czesnej) 

i w dolnej (10–15 cm, starszej) warstwie osadów mo¿e 

siêgaæ od 8% (Basen Zachodniogotlandzki) do oko³o 4% 

(Basen Gdañski), co œwiadczy o wyraŸnie wiêkszej aku- 


Fig. 7.10. Ca³kowity wêgiel organiczny (TOC) w osadach 

mulistych Zatoki Gdañskiej (zachodni sk³on Basenu Gdañskiego 

na przed³u¿eniu Rynny S³upskiej, g³êbokoœæ 90 m, 

kwiecieñ 2005) 

mulacji wêgla organicznego w osadach Basenu Zachodniogotlandzkiego. 

Wysokie stê¿enia TOC, siêgaj¹ce 15%, 

i nieregularne zmiany z g³êbokoœci¹ wskazuj¹ na du¿¹ 

dynamikê procesów dostarczania i mineralizacji materii 

organicznej w rejonie Basenu Pó³nocnocentralnego. 

Pionowe zmiany zawartoœci TOC zale¿¹ od typu osadu. 

WyraŸne wzbogacenie w wêgiel organiczny obserwowane 

jest w miarê oddalania od linii brzegowej (fig. 

7.12). Podwy¿szenie wartoœci TOC w kilkucentymetrowej 

górnej warstwie osadu jest efektem eutrofizacji Basenu 

Gdañskiego. Proces ten w tym akwenie w ró¿nym 

stopniu wp³ywa na zawartoœæ TOC w osadach. Profile 

TOC/Al wskazuj¹ na preferencyjne wzbogacanie w wêgiel 

organiczny osadów wybrze¿a polskiego w stosunku 

do osadów wybrze¿a litewskiego. Uwzglêdniaj¹c wartoœæ 

TOC w osadach nieska¿onych antropogenicznie (t³o 

geochemiczne dla Basenu Gdañskiego ustalono w warstwie 

18–20 cm) oraz normalizuj¹c wartoœci stê¿eñ wêgla 

organicznego wzglêdem glinu, Szczepañska i Uœcinowicz 

(1994) oszacowali stopieñ zanieczyszczenia warstwy 

powierzchniowej wêglem organicznym. Wyliczony 

183

184 


Fig. 7.11. Zmiany zawartoœci ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w g³¹b osadu 

(Carman i in., 1996; Aigars, Carman, 2001; Burska i in., 2003)

wspó³czynnik wzbogacenia (EF) dla po³udniowego Ba³tyku 

mieœci siê pomiêdzy 0,4 a 6,4. Najmniej wzbogacone 

w wêgiel organiczny s¹ osady muliste Basenu Bornholmskiego 

(œredni wspó³czynnik EF = 1,2), a najbardziej – 

osady Zatoki Puckiej (œredni wspó³czynnik EF = 4). 

Zawartoœæ wêgla organicznego w osadach powierzchniowych 

podlega równie¿ wahaniom w ci¹gu roku (Burska 

i in., 1999, 2003; Aigars, Carman, 2001). Najistotniejszym 

czynnikiem warunkuj¹cym te zmiany jest zmienne 

sezonowo dostarczanie materii organicznej do osadu. Do 

przybrze¿nych i estuariowych osadów, w zale¿noœci od 

g³êbokoœci kolumny wody, mo¿e docieraæ od 10 do 80% 

materii wyprodukowanej w warstwie eufotycznej (Suess, 


Fig. 7.12. Zmiany zawartoœci ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w g³¹b osadów oraz stosunku TOC/Al w zale¿noœci 

od oddalenia od l¹du: a – ujœcie Wis³y, Basen Gdañski, b – wybrze¿e litewskie, K³ajpeda, Basen Gdañski 

(lokalizacja i Ÿród³o danych – Dodatek 3) 

1980; Walsh, 1991). W Morzu Ba³tyckim, w zale¿noœci 

od regionu, wyraŸnie wy¿sze wartoœci TOC w osadach 

powierzchniowych obserwuje siê od kwietnia do listopada. 

PóŸn¹ jesieni¹ i zim¹ w osadach dominuj¹ procesy degradacji 

materii organicznej i wymywania hydrodynamicznego. 

Wówczas TOC w osadach przyjmuje wartoœci 

najni¿sze w ci¹gu roku. 

Najwiêksza dostawa wêgla organicznego do osadów 

ba³tyckich odbywa siê po wiosennym zakwicie fitoplanktonu 

(Smetacek, 1980; Heiskanen, Tallberg, 1999). Wysoka 

produktywnoœæ w tym okresie jest typowa dla strefy 

umiarkowanej i borealnej, a wiosenna sedymentacja jest 

g³ównym Ÿród³em energii dla organizmów bentosowych 

185

w warstwie afotycznej (Elmgren, 1984). W zale¿noœci od 

typu osadów zmiany zawartoœci wêgla organicznego 

w ci¹gu roku mog¹ siêgaæ ponad 100%. Stê¿enie TOC 

w osadach powierzchniowych Zatoki Fiñskiej wzros³o 

o blisko 50% w ci¹gu kilkunastu dni po zakwicie fitoplanktonu. 

Podwy¿szenie zawartoœci ca³kowitego wêgla 

organicznego w osadach z 5,1% w kwietniu do 9,1% na 

pocz¹tku maja dotyczy³o rejonów p³ytkich, po³o¿onych 

blisko l¹du (Tamelander, Heiskanen, 2004). Wraz z oddalaniem 

od brzegu i zwiêkszaniem g³êbokoœci zbiornika 

zmiany sezonowe TOC w osadach zmniejszaj¹ siê. W g³êbszych 

obszarach Zatoki Fiñskiej zawartoœæ TOC w osadach 

powierzchniowych wzros³a ju¿ jedynie o 20% (wzrost 

stê¿enia TOC z 10 do 12%). Podobne zmiany obserwowano 

w osadach powierzchniowych Zatoki Ryskiej 

(Aigars, Carman, 2001). W kwietniu zawartoœæ TOC 

podnios³a siê z4do4,5% i pozosta³a na podobnym poziomie 

a¿ do jesieni, gdy do osadów dotar³a kolejna porcja 

materii. W osadach Zatoki Ryskiej jesienne podwy¿szenie 

TOC nie by³o ju¿ tak du¿e jak w kwietniu. Uzyskana 

jesieni¹ w osadach zawartoœæ TOC by³a zwi¹zana zarówno 

z dostaw¹ materii po okresie jesiennego zakwitu 

fitoplanktonu, jak i z akumulacj¹ materii od pocz¹tku sezonu 

wegetacyjnego. Jesienne podwy¿szenie TOC obserwowano 

równie¿ w osadach Zatoki Puckiej (Graca i in., 

2004), Zatoki Pomorskiej (Burska i in., 1999) czy Zatoki 

Kiloñskiej (Suess, 1980). 

Zasiêg zmian zawartoœci TOC w osadzie wywo³anych 

sezonowoœci¹ dostarczania materii zale¿y od typu osadu. 

186 


Fig. 7.13. Zawartoœæ ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w powierzchniowej warstwie osadów p³ytkowodnych 

(poni¿ej izobaty 2 m) Zatoki Gdañskiej (2007 r.) 

Wêgiel organiczny z toni wodnej w g³¹b osadów transportowany 

jest w postaci zawieszonej i rozpuszczonej. Za 

przemieszczanie wêgla organicznego do g³êbszych warstw 

odpowiadaj¹ zarówno procesy hydrodynamiczne, takie 

jak pr¹dy przydenne, falowanie, upwellingi czy downwellingi, 

jak i dzia³anie organizmów bentosowych. Makrofauna 

mo¿e odpowiadaæ nawet za blisko 50% transportu 

wêgla organicznego do osadów (Rusch i in., 2000). 

W przepuszczalnych osadach piaszczystych zmiany sezonowe 

obserwowane s¹ najg³êbiej. Im drobniejsze osady, 

tym zmiany sezonowe p³ytsze (Aigars, Carman, 

2001). W osadach mulistych Zatoki Botnickiej wiosenny 

i jesienny wzrost TOC w osadach mulistych by³ obserwowany 

do g³êbokoœci 3 cm, która odpowiada g³êbokoœci 

wystêpowania chemokliny. Nieco g³êbiej (do 5 cm) zmiany 

w osadach Zatoki Ryskiej obserwowali Aigars i Carman 

(2001). Najbardziej wyraŸne zmiany sezonowe obserwowane 

s¹ w przybrze¿nych osadach piaszczystych, 

których cech¹ charakterystyczn¹ jest szybka odpowiedŸ 

na dostarczanie wêgla organicznego z toni wodnej. W osadach 

tych ró¿nice sezonowe w zawartoœci TOC s¹ nawet 

7-krotne, chocia¿ bezwzglêdne wartoœci ró¿ni¹ siê zaledwie 

o kilka setnych procenta (fig. 7.13). Wzrost wartoœci 

TOC w powierzchniowej warstwie osadów piaszczystych, 

zwi¹zany z dostarczaniem materii po okresie intensywnej 

produkcji pierwotnej, siêga zazwyczaj do 5–8 cm 

w g³¹b. Koncentracja wêgla jest wówczas od 1,4 do 5,3 

razy wiêksza ni¿ w warstwach g³êbszych (Rusch i in., 

2000).

7.3. Fosfor 

7.3.1. Obieg fosforu w osadach dennych 

Fosfor w osadach dennych umownie dzielony jest na 

labilny (mobilny, reakcyjny) i refrakcyjny. Formy refrakcyjne 

to po³¹czenia fosforu z wapniem, glinem, minera³ami 

ilastymi oraz odporne na degradacjê organiczne 

formy tego pierwiastka. Fosfor refrakcyjny ulega 

depozycji w osadach, przez co zostaje usuniêty z obiegu 

w toni wodnej. Jego stê¿enia w profilu od powierzchni 

w g³¹b osadu ulegaj¹ zwykle niewielkim zmianom. 

Fosfor labilny to fosfor zawarty w œwie¿ej materii 

organicznej, fosforany w wodach interstycjalnych, po- 

³¹czenia fosforu z Fe 3+ oraz fosforany luŸno zwi¹zane 

z ró¿nymi elementami osadu drog¹ adsorpcji. Formy te 

³atwo powracaj¹ do obiegu w toni wodnej, g³ównie na 

skutek mineralizacji materii organicznej oraz rozpuszczania 

po³¹czeñ fosforu z Fe 3+ w wyniku spadku wartoœci 

potencja³u redoks. 

Stê¿enia fosforu labilnego zwykle malej¹ w g³¹b osadu, 

co jest skutkiem zarówno jego usuwania z osadów do 

toni wodnej, jak równie¿ przekszta³ceñ w formy refrakcyjne. 

Poniewa¿ formy refrakcyjne maj¹ najczêœciej w przybli¿eniu 

sta³e stê¿enie, to formy labilne kszta³tuj¹ pionowy 

rozk³ad fosforu w osadach. 

Fosfor zwi¹zany organicznie mo¿e stanowiæ od 0 do 

90% fosforu ca³kowitego w osadach dennych (Frink, 

1967; Sommers i in., 1970). W najwiêkszych iloœciach 

fosfor zwi¹zany organicznie wystêpuje w osadach szelfu 

kontynentalnego. Najbardziej rozpowszechnione organiczne 

zwi¹zki fosforu w osadach to estry i diestry ortofosforanów. 

Niewielk¹ czêœæ fosforu organicznego stanowi¹ 

fosfolipidy. Wraz z organicznymi zwi¹zkami fosforu 

zaabsorbowanymi przez osady zasilaj¹ one zasoby fosforu 

refrakcyjnego. 

Labilna czêœæ fosforu zwi¹zanego organicznie sk³ada 

siê g³ównie z cukrów prostych, kwasów t³uszczowych 

i bia³ek. Zwi¹zki te ulegaj¹ rozk³adowi, którego koñcowym 

produktem s¹ fosforany. 

G³ównym Ÿród³em fosforanów w wodach interstycjalnych 

jest degradacja materii organicznej oraz rozpuszczanie 

po³¹czeñ fosforu z ¿elazem (Fe 3+ ). Produkowane 

t¹ drog¹ fosforany mog¹ dyfundowaæ zgodnie 

z gradientem stê¿eñ do wód naddennych lub innych obszarów 

osadu, mog¹ wytr¹caæ siê w tlenowych warstwach 

Fosfor 

w postaci fosforanów wapnia, ¿elaza, manganu, magnezu 

i glinu, ulegaæ adsorpcji przez ró¿ne komponenty 

osadu czy te¿ zostaæ wbudowane w biomasê. 

Fosforany w osadach dennych, podobnie jak w wodzie, 

ulegaj¹ adsorpcji na materii organicznej, humusach, 

wodorotlenkach ¿elaza, glinu, manganu, minera³ach ilastych 

lub wêglanie wapnia. 

Cykl kr¹¿enia fosforu nie jest w pe³ni zrównowa¿ony. 

Wynika to z wiêkszej szybkoœci odk³adania tego sk³adnika 

na dnie zbiorników wodnych w formie refrakcyjnych 

zwi¹zków ni¿ jego powrotu do obiegu w œrodowisku. 

Bardzo wa¿nym procesem, w wyniku którego fosfor 

ulega akumulacji w osadach, jest formowanie minera³ów 

autogenicznych. Najbardziej rozpowszechnionym minera³em 

fosforu w œrodowisku morskim s¹ apatyty. Czêœæ 

fosforu apatytowego w œrodowisku morskim ma pochodzenie 

allochtoniczne i jest wnoszona g³ównie z zawiesin¹ 

rzeczn¹. 

7.3.2. Rozmieszczenie fosforu w osadach 

i wodach interstycjalnych 

Osady denne stanowi¹ istotne ogniwo w obiegu fosforu 

w œrodowisku wodnym, a rozmieszczenie tego sk³adnika 

kszta³towane jest przez szereg naturalnych, kompleksowo 

oddzia³uj¹cych czynników, takich jak dynamika 

wód i g³êbokoœæ zalegania osadów, z któr¹ wi¹¿¹ siê 

wielkoœæ jego ziaren, warunki tlenowe itd. Silna antropopresja 

i naturalne uwarunkowania s¹ przyczyn¹ eutrofizacji 

Ba³tyku. Jej przejawem jest wzbogacenie powierzchniowej 

warstwy osadów mulistych tego akwenu w fosfor 

(Szczepañska, Uœcinowicz, 1994). 

£adunek fosforu w powierzchniowej warstwie Ba³tyku 

oszacowano na 1295·10 3 t (tab. 7.5). Jego wielkoœæ 

w przeliczeniu na km 2 dna jest zwi¹zana miêdzy innymi 

z pojemnoœci¹ sorpcyjn¹ osadów w stosunku do fosforanów. 

Pojemnoœæ ta ulega ograniczeniu w warunkach redukcyjnych 

(Carman, Wulff, 1989). W Ba³tyku W³aœciwym 

znacz¹ca czêœæ osadów jest redukcyjna (Jonsson 

i in., 1990). W efekcie osady tego rejonu magazynuj¹ 

mniej fosforu ni¿ osady w Morzu Botnickim i w obrêbie 

zatok, gdzie panuj¹ lepsze warunki tlenowe. 

187

Fosfor w osadach ba³tyckich jest tematem licznych 

opracowañ. Zwykle maj¹ one ograniczony zasiêg terytorialny, 

powstaj¹ przy u¿yciu ró¿nych metod analitycznych, 

z zastosowaniem ró¿nych próbników osadów 

i nie uwzglêdniaj¹ zmian sezonowych (tab. 7.6). 

188 


Tabela 7.5 

£adunek fosforu zgromadzony w warstwie 0–5 cm 

w strefie depozycji osadów drobnodyspersyjnych 

w ró¿nych rejonach Morza Ba³tyckiego 

(wg Carman, Cederwall, 2001) 

Rejon 

£adunek fosforu 

[t/km 2 ] [10 3 t] 

Zatoka Botnicka 11,4 205 

Morze Botnickie 15,6 281 

Ba³tyk W³aœciwy 7,6 564 

Zatoka Fiñska 13,9 171 

Zatoka Ryska 13,8 74 

Morze Ba³tyckie – 1295 

Fig. 7.14. Zawartoœæ fosforu w osadach mulistych Ba³tyku, 

warstwa 0–1 cm, zakres stê¿eñ 48–523 �mol/g s.m. 

(Carman, 2003) 

Jedno z nielicznych szerszych terytorialnie opracowañ 

(Carman, 2003) bazuje na badaniach rdzeni osadów 

pobranych latem w 1993 r. Wyniki badañ wskazuj¹, ¿e 

zawartoœæ fosforu w osadach drobnodyspersyjnych 

Ba³tyku wzrasta w przybli¿eniu z zachodu na wschód, 

a najwiêksze wartoœci osi¹ga w estuarium Newy w Zatoce 

Fiñskiej (fig. 7.14). 

Zawartoœæ fosforu w powierzchniowej warstwie osadów 

Ba³tyku pozostaje w œcis³ym zwi¹zku z ich litologi¹. 

Stê¿enia fosforu w rejonie ci¹g³ej akumulacji osadów 

drobnodyspersyjnych przewy¿szaj¹ obserwowane w rejonie 

ich transportu i erozji (fig. 7.15). Równie¿ w obrêbie 

polskiej strefy ekonomicznej Ba³tyku, w tym w Zatoce 

Gdañskiej, zawartoœæ fosforu wzrasta wraz ze wzrostem 

udzia³u frakcji drobnodyspersyjnych w osadach 

(fig. 7.16, 7.17). W Zatoce Gdañskiej idzie to w parze ze 

zwiêkszeniem odleg³oœci od l¹du i g³êbokoœci toni wodnej 

(Graca, Bola³ek, 1998; £ukawska-Matuszewska, Bola³ek, 

2008). Zwykle stê¿enia fosforu w osadach Ba³tyku 

nie przekraczaj¹ 200 �mol/g s.m. (tab. 7.6). Wy¿sze wartoœci 

wi¹¿¹ siê z obecnoœci¹ konkrecji ¿elazowo-manganowych. 

Wystêpuj¹ one na przyk³ad w Zatoce Ryskiej, 

zachodniej czêœci Zatoki Fiñskiej, Zatoce Botnickiej i Morzu 

Botnickim (Winterhalter i in., 1981; Szefer, 2002; 

Zhamoida i in., 2007). Niezwykle wysokie stê¿enia fosforu 

notowano incydentalnie w rejonie G³êbi Gdañskiej 

(tab. 7.6). Mia³o to miejsce krótko po zakoñczeniu wyj¹tkowo 

d³ugiej jak na ten rejon, kilkunastomiesiêcznej 

stagnacji (Graca i in., 2006). Wzrost stê¿eñ fosforu w osadach 

notowany jest tak¿e w okresie poprawy warunków 

tlenowych w rejonie G³êbi Gotlandzkiej (Winterhalter 

i in., 1981). 

Zawartoœæ fosforu w Ba³tyku zwykle maleje w g³¹b 

osadu, co wynika miêdzy innymi ze spadku zawartoœci 

mobilnych po³¹czeñ tego sk³adnika w beztlenowych warstwach 

osadu (fig. 7.18). Wyj¹tkiem s¹ Zatoka Botnicka 

i Morze Botnickie. Wiêkszoœæ rejonów Zatoki Botnickiej 

charakteryzuj¹ lepsze warunki tlenowe i g³êbsza penetracja 

tlenu w osad ni¿ w innych czêœciach Ba³tyku. Ponadto 

w strefie depozycji osadów drobnodyspersyjnych tych rejonów 

wystêpuj¹ konkrecje manganowe bogate w ¿elazo 

i mangan (Szefer, 2002). Skutkuje to wysokimi stê¿eniami 

mobilnych form fosforu równie¿ w g³êbszych warstwach 

osadu. 

Brak ogólnie przyjêtej metody badania form fosforu 

w osadach utrudnia porównanie ich zmiennoœci regionalnej.

Fosfor 

Tabela 7.6 

Zawartoœæ fosforu w powierzchniowej warstwie osadów w ró¿nych rejonach Morza Ba³tyckiego 

Rejon 

Zawartoœæ fosforu 

��mol/g s.m.] 

Warstwa 

[cm] 

Uwagi �ród³o 

Morze Ba³tyckie 48–523 0–1 osady drobnodyspersyjne Carman, 2003 

Basen Bornholmski 48 ±11 0–1 œrednia ±S.D., mu³ 

Rynna S³upska 

Basen Wschodniogotlandzki 

39 ±12 

55 ±19 

0–1 

0–1 

œrednia ±S.D., mu³ 

œrednia ±S.D., mu³ 

Szczepañska, Uœcinowicz, 1994 

Basen Gdañski 52 ±22 0–1 œrednia ±S.D., mu³ 

46 ±14 

strefa dna A 

Ba³tyk W³aœciwy 

35 ±12,2 

22 ±8,7 

0–1 strefa dna T 

strefa dna E 

Carman, Cederwall, 2001 

Pó³nocno-zachodni 


13,4–38,6 

24,2–66,1 0–2 

strefa dna E/T 

strefa dna A 

Carman, Jonsson, 1991 


(partie centralne) 

30–175 * 

0–1 180–241 m Edlund, Carman, 2001 

Zatoka Arhus 38–60 * 

0–1 strefa dna A Jensen i in., 1995 

12–28 

Zatoka Kiloñska 

* 

mu³ piaszczysty 

12–16 

30–36 

0–1 piasek mulisty 

mu³ 

Balzer, 1986 

G³êbia Gdañska 153,2–957,2 0–5 strefa dna A 


3,1–22,6 

4,9–379 

0–5 

2–24 m 

54–74 m 

£ukawska-Matuszewska, Bola³ek, 2008 

Zatoka Pucka 

103,2–192,6 

31,9–93,5 

35 ±18 

0–5 

0–5 

0–1 

strefa dna A 

3–43 m 

mu³y 

Graca, Bola³ek, 1998 

Szczepañska, Uœcinowicz, 1994 

65–89 0–1 strefa dna A Aigars, 2001 

Zatoka Ryska 

63,4 

29,3 

64 ±12,7 

0–1 

strefa dna A 

strefa dna T/E 

strefa dna A 

Carman i in., 1996 

40 ±12,8 

14 ±4,3 


strefa dna E 


80 ±28 

strefa dna A 

46 ±10 

26 ±5 


strefa dna E 

Carman, Cedereall, 2001 

Zatoka Fiñska 

32–68 * 

103 

0–1 

0–1 œrednia 

zakres (œrednia), 

Vaalgamaa, Conley, 2006 

Lehtoranta, 2003 

35,5–141,9 (93,5) 0–1 strefa dna A, 

zachodnia czêœæ zatoki 

Lehtoranta i in., 1997 

55 

h 60 m (œrednia) 

(œrednia) 

strefa dna A 

Niemistö i in., 1978 

Leivouri, 2000 

38 ±6,2 

26 ±7,9 


strefa dna E 


48 0–1 (œrednia) Leivouri, 2000 

Zatoka Botnicka 

48 ±6,5 

38 ±7,4 

58 ±33 

0–1 

strefa dna A 

strefa dna T 

strefa dna E 


Morze Ba³tyckie 3–957 

S.D. – odchylenie standardowe; strefy dna: A – akumulacyjna, E – erozyjna, T – tranzytowa 

* odczytane z wykresu 

189

190 


Fig. 7.15. Zmiany z g³êbokoœci¹ toni wodnej œredniej zawartoœci fosforu w po³¹czeniach mineralnych (Pmin.) 

i organicznych (Porg.) w powierzchniowej warstwie osadów w strefie akumulacji (A), transportu (T) i erozji (E) osadów 

drobnodyspersyjnych w ró¿nych rejonach Morza Ba³tyckiego (na podstawie Carman i Cederwall, 2001)

Fosfor 

Fig. 7.16. Zawartoœæ fosforu w powierzchniowej warstwie osadów (0–2 cm): (a) polskiej strefy ekonomicznej Ba³tyku 

(Szczepañska, Uœcinowicz, 1994), (b) w zachodniej czêœci Zatoki Gdañskiej (Uœcinowicz i in., 2008) 

191

W wiêkszoœci przypadków fosfor w po³¹czeniach nieorganicznych 

stanowi ponad 50% fosforu ca³kowitego 

(fig. 7.15). Jedynie w g³êbokowodnych rejonach beztlenowych 

wód naddennych notowano wy¿szy od 1 stosunek 

form organicznych do nieorganicznych, co wi¹zane 

jest z potencjalnie s³absz¹ degradacj¹ materii organicznej 

przy braku tlenu (Edlund, Carman, 2001). 

Zawartoœæ fosforu apatytowego w Ba³tyku W³aœciwym 

waha siê w zakresie od 7,4 do 16,5 �mol/g i ulega 

192 


Fig. 7.17. Zwi¹zek pomiêdzy zawartoœci¹ frakcji drobnodyspersyjnej 

(

Fosfor 

Fig. 7.18. Zmiany zawartoœci: (a) fosforu w profilu osadów w ró¿nych rejonach Ba³tyku, (b) form fosforu 

w rejonie G³êbi Gdañskiej (Carman, 2003) 

P-org – fosfor w po³¹czeniach organicznych, P-Ca – fosfor apatytowy, P-Fe – fosfor w po³¹czeniach z ¿elazem, 

P-Al – fosfor w po³¹czeniach z glinem 

193

formy fosforu przypada 19–74% fosforu, w czym udzia³ 

fosforu luŸno zwi¹zanego zwykle nie przekracza 3%, na 

fosfor zwi¹zany z ¿elazem przypada od 4 do 53%, a na labilne 

formy organiczne fosforu od 8 do 43% fosforu reaktywnego. 

W obrêbie p³ytkich estuariów tej czêœci Ba³tyku 

wysokie stê¿enia osi¹gaj¹ po³¹czenia fosforu z uwodnionymi 

tlenkami ¿elaza i glinu. W rejonach du¿ej dostawy 

i transportu osadów drobnodyspersyjnych, takich jak 

wewnêtrzne estuaria i p³ytka strefa przybrze¿na Zatoki 

Fiñskiej, osady s¹ bogate w po³¹czenia fosforu z wapniem. 

Forma ta wystêpuje tak¿e w zachodniej, otwartej 

czêœci Zatoki Fiñskiej i w pó³nocnych rejonach Ba³tyku 

W³aœciwego, gdzie osady s¹ zubo¿one w formy labilne. 

We wschodniej czêœci zatoki wysokie zawartoœci wêgla 

organicznego koresponduj¹ z du¿¹ zawartoœci¹ fosforu 

w zwi¹zkach organicznych (Lukkari, 2008). 

W p³ytkiej, pó³zamkniêtej Zatoce Ryskiej fosfor 

w zwi¹zkach nieorganicznych przewy¿sza formy organiczne 

tego sk³adnika (fig. 7.15). Jednoczeœnie wœród 

form nieorganicznych po³¹czenia labilne stanowi¹ ponad 

50% fosforu ca³kowitego (Carman i in., 1996). W rejonach 

dna akumulacyjnego tej zatoki dominuj¹ one w powierzchniowej, 

tlenowej warstwie osadu (0–1 cm), g³êbiej, 

gdzie panuj¹ warunki redukcyjne, fosfor labilny stanowi 

16–18% fosforu ca³kowitego (Aigars, 2001). 

W rejonie przybrze¿nych piasków dominuj¹c¹ form¹ 

fosforu w Zatoce Gdañskiej jest fosfor apatytowy i zwi¹zany 

organicznie. Formy te stanowi¹ blisko 80% fosforu 

ca³kowitego (fig. 7.19). W ujœciu Wis³y wzrasta udzia³ 

fosforu zwi¹zanego z ¿elazem. W centralnej czêœci zatoki 

194 


ponad 70% stanowi¹ nieorganiczne po³¹czenia fosforu, 

wœród których dominuje fosfor zwi¹zany z minera³ami 

ilastymi i tlenkami glinu. W rejonie G³êbi Gdañskiej 

wzrasta z kolei udzia³ po³¹czeñ organicznych, stanowi¹ 

one 50% fosforu. Wœród po³¹czeñ nieorganicznych w rejonie 

G³êbi Gdañskiej dominuj¹ formy refrakcyjne. 

W niektórych rejonach Morza Ba³tyckiego obserwowano 

sezonowe wahania zawartoœci fosforu w osadach. 

W zewnêtrznej Zatoce Puckiej wzrost zawartoœci tego 

sk³adnika ma miejsce w sezonie wegetacyjnym (Graca, 

1998; Graca, Bola³ek, 2000) (fig. 7.20). Jest to okres, 

w którym do osadów dociera materia organiczna produkowana 

w toni wodnej przez fitoplankton. Badania £ukawskiej-Matuszewskiej 

i Bola³ka (2008) wskazuj¹ na 

wzrost zawartoœci fosforu ca³kowitego w powierzchniowej 

warstwie osadów Zatoki Gdañskiej wiosn¹ w stosunku 

do lata. W Zatoce Ryskiej wzrost zawartoœci labilnych 

form fosforu w powierzchniowej warstwie osadu 

ma miejsce w okresie lata (Aigars, 2001). Istotn¹ rolê 

przypisano w tym procesie mikroorganizmom. Wykazuj¹ 

one zdolnoœæ do kumulowania fosforu w formie polifosforanów 

w okresie, kiedy w œrodowisku panuj¹ dobre 

warunki tlenowe i wysokie stê¿enia fosforanów 

(Gächter i in., 1988). 

Stê¿enie fosforanów w wodach interstycjalnych mo¿e 

byæ kilkaset razy wiêksze ni¿ w wodach naddennych. 

Wysokie stê¿enia s¹ charakterystyczne dla redukcyjnych 

warstw osadu, gdzie nastêpuje rozpuszczanie po³¹czeñ 

fosforu z ¿elazem (fig. 7.21). Przyk³adowo, wartoœci 

rzêdu 250 �mol/dm 3 obserwowano w beztlenowych 

Fig. 7.19. Udzia³ form fosforu w powierzchniowej warstwie osadów (0–1 cm) w ró¿nych rejonach Zatoki Gdañskiej 

(na podstawie £ukawska-Matuszewska, Bola³ek, 2008)

Fosfor 

Fig. 7.20. Sezonowe zmiany stê¿eñ fosforu ca³kowitego w powierzchniowej warstwie osadu (0–10 cm) w Zatoce Gdañskiej 

(Graca, 1998) 

U1, U2 i U3 – stacje zlokalizowane w strefie transportu osadów drobnodyspersyjnych 

Fig. 7.21. Stê¿enia fosforanów w wodach interstycjalnych 

(czarne linie) i potencja³ redoks (czerwone linie) w osadach 

G³êbi Gdañskiej 

195

warstwach osadów w centralnej czêœci Zatoki Fiñskiej 

(Conley i in., 1997) oraz w centralnym (Matthiesen i in., 

1998) i po³udniowym Ba³tyku W³aœciwym (Carman, 

Rahm, 1996). W wodach interstycjalnych zachodniej 

czêœci Ba³tyku W³aœciwego notowano stê¿enia fosforanów 

dochodz¹ce do 700 �mol/dm 3 (Matthiesen i in., 

1998). W rejonach o ograniczonej dynamice wód i deficytach 

tlenowych profile fosforanów maj¹ stosunkowo 

regularny kszta³t eksponencjalny (fig. 7.22). D³ugotrwa³y 

brak tlenu i obecnoœæ siarkowodoru mog¹ byæ powodem 

okresowego obni¿enia stê¿eñ fosforanów w efekcie ich 

196 


Fig. 7.22. Stê¿enia fosforanów w wodach interstycjalnych w rejonach Ba³tyku o odmiennej g³êbokoœci toni wodnej i ró¿nych 

warunkach tlenowych w wodach naddennych (na podstawie Carman i Rahm, 1996 oraz Graca i in., 2006) 

Suboxia oznacza stê¿enia tlenu wiêksze od 0 cm 3 /dm 3 i mniejsze od 2 cm 3 /dm 3 , anoxia oznacza brak tlenu, wody natlenione 

odpowiadaj¹ stê¿eniom tlenu ponad 2 cm 3 /dm 3 

usuniêcia do toni wodnej. Wówczas profile ulegaj¹ 

sp³aszczeniu i w pocz¹tkowym odcinku osadu maj¹ 

kszta³t liniowy. W przypadku obecnoœci tlenowej, powierzchniowej 

warstwy osadu stê¿enia fosforanów s¹ 

w jej obrêbie ni¿sze i wyrównane, a ich wzrost ma miejsce 

g³êbiej, gdzie redukcyjne warunki ograniczaj¹ adsorpcjê. 

W strefach intensywnego mieszania wód i licznie 

zasiedlonych przez organizmy bentosowe profile 

zmian stê¿eñ fosforanów w wodach interstycjalnych charakteryzuje 

zwykle nieregularny przebieg i niskie wartoœci, 

co widaæ w strefie przybrze¿nej Zatoki Gdañskiej

(fig. 7.23). W rejonie tym na prze³omie zimy i wiosny, po 

okresach intensywnego mieszania wód, obserwowane 

jest obni¿enie stê¿eñ fosforanów w wodach interstycjalnych. 

Wzrost temperatury wód naddennych i dop³yw 

7.4. Azot 

7.4.1. Obieg azotu w osadach dennych 

G³ównym Ÿród³em azotu w osadach jest materia organiczna. 

Azot w po³¹czeniach organicznych stanowi zwykle 

dominuj¹c¹ formê tego pierwiastka w osadach dennych. 

Nieorganiczne formy azotu to tzw. azot wymienny 

i zwi¹zany. Azot wymienny to amoniak zaadsorbowany 

na powierzchni minera³ów ilastych i/lub materii organicznej. 

£atwo ulega on wyparciu przez inne kationy. 

Azot zwi¹zany to amoniak zaadsorbowany do wnêtrza 

struktury krystalicznej minera³ów ilastych, tylko w niewielkim 

stopniu ulegaj¹cy wymianie jonowej. W wodach 

interstycjalnych nieorganiczne formy azotu to NH4 + ,NO3 – 

iNO2 – , a formy organiczne to zwi¹zki takie jak bia³ka, 

aminokwasy i aminy (Martynowa, 1984). 

Azot 

Fig. 7.23. Stê¿enia fosforanów w wodach interstycjalnych w trzech przyk³adowych rejonach Zatoki Gdañskiej 

o g³êbokoœci

sprzyjaj¹ wytr¹caniu minera³ów autogenicznych, których 

jest sk³adnikiem (Martens i in., 1978). 

W beztlenowych warstwach osadu amoniak jest usuwany 

z roztworu wód interstycjalnych w procesie odwracalnej 

wymiany jonowej. W osadach bogatych w materiê 

organiczn¹ ponad 2/3 amoniaku mo¿e wystêpowaæ w formie 

zaadsorbowanej (Morse, Morin, 2005). Zwykle amoniak 

w roztworze i amoniak wymienny s¹ skorelowane liniowo. 

Pojemnoœæ sorpcyjn¹ osadu w stosunku do amoniaku 

reguluj¹ miêdzy innymi: temperatura, zasolenie, 

zawartoœæ materii organicznej, zawartoœæ minera³ów ilastych, 

sk³ad granulometryczny oraz potencja³ oksydacyjno-redukcyjny. 

Podczas diagenezy osadów czêœæ labilnych 

organicznych zwi¹zków azotu, takich jak aminokwasy, 

jest w³¹czana w substancje humusowe na drodze 

procesów kondensacji i polimeryzacji. Zwiêksza to odpornoœæ 

azotu organicznego na rozk³ad mikrobiologiczny, 

a wytwarzane na tej drodze geopolimery stanowi¹ 

refrakcyjn¹ formê azotu. 

198 


Fig. 7.24. Obieg azotu w strefie kontaktu wody z osadem w œrodowisku morskim (val Klump, Martens, 1983) 

Utlenianie amoniaku do azotanów (tlenowa nitryfikacja) 

przeprowadzaj¹ gatunki bakterii z rodziny Nitrobacteriaceae, 

zaliczane do chemolitotrofów. S¹ one 

bezwzglêdnymi tlenowcami, jednak aktywnoœæ wykazuj¹ 

ju¿ przy bardzo niskich stê¿eniach tlenu, rzêdu 

0,05–0,07 cm 3 O2/dm 3 (Carlucci, McNally, 1969). Œwiat³o 

hamuje nitryfikacjê, w efekcie proces ten w toni wodnej 

jest ograniczony i z wiêksz¹ intensywnoœci¹ zachodzi 

w tlenowych warstwach osadu. 

Redukcja azotanów w œrodowisku morskim zachodzi 

drog¹ redukcji asymilacyjnej, denitryfikacji i redukcji 

dysymilacyjnej (nitroamonifikacji, fermentacji amoniaku). 

W wyniku asymilacyjnej redukcji azotanów wytwarzana 

jest materia organiczna. Denitryfikacja bakteryjna, 

której produktem koñcowym jest azot, zwykle zachodzi 

w warunkach beztlenowych, poniewa¿ tlen blokuje 

enzymy denitryfikacyjne (szczegó³owy opis procesu 

zawarto w rozdziale 13.2). Dysymilacyjna redukcja 

azotanów, której produktem koñcowym jest amoniak,

przeprowadzana jest g³ównie przez bakterie fermentacyjne. 

Mikroorganizmy przeprowadzaj¹ce denitryfikacjê 

i nitroamonifikacjê konkuruj¹ o azotany. O ile denitryfikatory 

znajduj¹ optymalne warunki w osadach tu¿ 

poni¿ej granicy wyczerpania tlenu, to bakterie redukuj¹ce 

azotany do amoniaku s¹ aktywne w g³êbszych 

warstwach osadu. 

W beztlenowych warstwach osadu amoniak i azotany 

ulegaj¹ ponadto enzymatycznemu przekszta³ceniu w azot 

cz¹steczkowy na drodze procesu anammox. 

Rejon 

Zatoka Pucka 


Zatoka Ryska 

Azot 

7.4.2. Rozmieszczenie azotu w osadach 

Ba³tyku 

W osadach ba³tyckich azot wystêpuje g³ównie w formie 

organicznej, a jego zmiennoœæ regionalna jest analogiczna 

do zmiennoœci wêgla (Carman, 2003). Zawartoœæ 

azotu w osadach Ba³tyku waha siê w zakresie od kilku do 

ponad 1150 �mol/g s.m. (tab. 7.7, fig. 7.25). Ma³e wartoœci 

s¹ charakterystyczne dla p³ytkowodnych rejonów przybrze¿nych 

(fig. 7.26), gdzie zazwyczaj ma miejsce du¿a 

Zawartoœæ azotu w osadach w ró¿nych rejonach Morza Ba³tyckiego 

Zawartoœæ azotu 

[�mol/g s.m.] 

200 


Fig. 7.25. Zawartoœæ azotu w osadach mulistych Ba³tyku; 

warstwa 0–1 cm, zakres stê¿eñ 107–1157 �mol/g s.m. 

(Carman, 2003) 

aktywnoœæ hydrodynamiczna. Ogranicza to depozycjê 

osadów drobnodyspersyjnych, a w konsekwencji tak¿e 

materii organicznej (fig. 4.4). Wzrost zawartoœci azotu 

nastêpuje w rejonach dna o przewadze procesów transportu 

nad procesami erozji, a najwy¿sze zawartoœci s¹ 

charakterystyczne dla rejonów, gdzie dominuj¹ procesy 

akumulacji. W rejonach tych znacz¹ca czêœæ azotu jest 

dostarczana do osadów drog¹ adwekcji materia³u osadowego 

i jego transportu po dnie. Przyk³adowo, w g³êbokowodnych 

rejonach Basenu Gotlandzkiego tempo akumulacji 

azotu jest od 2 do 7 razy wiêksze ni¿ jego sedymentacja 

z toni wodnej (Struck i in., 2004). 

Spoœród rejonów Ba³tyku pokrytych osadami drobnodyspersyjnymi 

szczególnie bogate w azot s¹ osady w Basenie 

Gotlandzkim (G³êbia Gotlandzka, okolice G³êbi 

Landsort i pó³nocny Basen Gotlandzki), podczas gdy relatywnie 

ma³e zawartoœci wystêpuj¹ w Zatoce i Morzu 

Botnickim oraz Skagerraku (fig. 7.25). 

Fig. 7.26. Zawartoœæ azotu w powierzchniowej warstwie osadów po³udniowego Ba³tyku 

(wg Pêcherzewskiego, 1972, zmienione)

Azot 

Fig. 7.27. Zmiany zawartoœci azotu w osadach 

Zatoki Gdañskiej w zale¿noœci od g³êbokoœci toni wodnej 

(Burska i in., 2003) 

Fig. 7.28. Zmiany zawartoœci azotu w profilu osadów w ró¿nych rejonach Ba³tyku 

(Carman i in., 1996; Carman, Rahm, 1996; Burska i in., 2003) 

201

Fig. 7.29. Stê¿enia amoniaku w wodach interstycjalnych 

w trzech przyk³adowych rejonach strefy 

przybrze¿nej Zatoki Gdañskiej (h

Azot 

Fig. 7.31. Pionowe zmiany stê¿eñ azotanów i azotynów w wodach interstycjalnych osadów o ró¿nym stopniu dyspersji 

(Graca, 2009) 

203

Na formy nieorganiczne azotu w osadach przypada 

zazwyczaj nie wiêcej ni¿ 10% azotu ca³kowitego. 

Przyk³adowo, w centralnych partiach Ba³tyku azot nieorganiczny 

stanowi 6 ±3% ca³kowitego. W tym jedynie 

8 ±5% azotu to azot wymienny. Pozosta³a czêœæ przypada 

na azot zwi¹zany (Carman, Rahm, 1997). 

Wzrost udzia³u nieorganicznych po³¹czeñ azotu jest 

mo¿liwy w strefie erozji i transportu osadów drobnodyspersyjnych. 

Sytuacja taka ma miejsce w Zatoce Ryskiej, 

gdzie azot w zwi¹zkach nieorganicznych stanowi lokalnie 

50–70% azotu ca³kowitego (Carman i in., 1996). 

W Zatoce Gdañskiej du¿e zawartoœci azotu w osadach 

(>400 �mol/g s.m.) obserwowane s¹ poni¿ej izobaty 

70 m (fig. 7.27). W rejonie przybrze¿nych piasków zawartoœci 

te rzadko przekraczaj¹ 50 �mol/g s.m. 

Zawartoœæ azotu zwykle maleje w g³¹b osadu (fig. 

7.28), a fluktuacje jego dostawy z toni wodnej, wzmo¿ona 

aktywnoœæ hydrodynamiczna czy dzia³alnoœæ organizmów 

bentosowych mog¹ byæ powodem nieregularnych zmian 

zawartoœci tego sk³adnika w profilu pionowym osadu. 

Sezonowe zmiany zawartoœci azotu w powierzchniowej 

warstwie osadów Ba³tyku wi¹¿¹ siê z cyklem produkcyjnym. 

Wzrost obserwowany jest po wiosennych i jesiennych 

zakwitach fitoplanktonu, kiedy to do osadów 

dociera z toni wodnej ³adunek œwie¿ej materii organicznej 

(Aigars, Carman, 2001). 

Dominuj¹c¹ form¹ azotu w wodach interstycjalnych 

Ba³tyku jest azot amonowy. Jego stê¿enia wahaj¹ siê w bardzo 

szerokim zakresie, od 0 do ponad 2000 �mol/dm 3 . 

W rejonach Ba³tyku W³aœciwego najwiêksze stê¿enia 

amoniaku (ok. 1400 �mol/dm 3 ) notowano w rejonie deficytów 

tlenowych i wysokich stê¿eñ siarkowodoru. Niskie 

stê¿enia wystêpuj¹ zwykle w piaskach. Przyk³adowo, 

w pokrytej osadami piaszczystymi strefie przybrze¿nej 

(h

oddzia³ywanie czynników takich jak typ osadu, warunki 

tlenowe, zawartoœæ materii organicznej, organizmy bentosowe. 

Przyk³adowo, w Zatoce Gdañskiej ma³e wartoœci 

stê¿eñ s¹ charakterystyczne dla piaszczystych rejonów 

przybrze¿nych, wzrastaj¹ poni¿ej izobaty 50 m, a w rejonie 

G³êbi Gdañskiej zanikaj¹ w okresach d³ugotrwa³ej 

anoksji w wodach naddennych (fig. 7.32). 

Nale¿y podkreœliæ, ¿e istotny wp³yw na wartoœæ stê¿eñ 

amoniaku, azotanów i azotynów, a tak¿e profil danej sub- 

7.5. Krzemionka biogeniczna 

Podwy¿szenie produkcji okrzemek wskutek zwiêkszonej 

eutrofizacji prowadzi do wzrostu sedymentacji 

i iloœci odk³adanej w osadach krzemionki biogenicznej 

(Conley i in., 2008; Papush i in., 2009). Poniewa¿ krzem 

nie jest tak efektywnie regenerowany z sedymentuj¹cych 

komórek jak fosfor czy azot, powoduje to obni¿anie w kolumnie 

wody stê¿enia krzemianów i odsuniêcie w czasie 

powrotu tego zwi¹zku do puli krzemu dostêpnego dla 

fitoplanktonu (Burska i in., 1997). Dodatkowo wzrost 

depozycji materii organicznej powoduje nawet 4-krotne 

obni¿enie tempa mineralizacji krzemionki biogenicznej 

w osadach (Conley, Johnstone, 1995). 

Szybsze wyczerpywanie krzemianów ni¿ azotanów 

czy fosforanów prowadzi do zastêpowania, dominuj¹cych 

we wczesnowiosennych zakwitach, okrzemek innymi organizmami 

planktonicznymi, dla których krzem nie jest 

niezbêdnym pierwiastkiem. Zwiêkszon¹ (90%) biomasê 

bruzdnic (g³ównie Peridinella catenata) w latach 90. obserwowa³a 

Wrzo³ek (1996) w wodach Basenu Gdañskiego 

w sezonie wiosennym. 

Obecnoœæ krzemu w wodach Ba³tyku jest równowa- 

¿ona sta³ym jego dop³ywem z wodami rzecznymi. Nie 

jest to jednak pierwiastek, którego stê¿enie mo¿e byæ 

w znacznym stopniu zwiêkszone przez dzia³alnoœæ cz³owieka, 

jak ma to miejsce w przypadku fosforu i azotu. Jego 

stê¿enie mo¿e byæ natomiast obni¿ane poprzez regulacjê 

rzek i budowle hydrotechniczne. Œrednie roczne koncentracje 

krzemionki biogenicznej BSi oraz rozpuszczonych 

krzemianów DSi obserwowane w wodach Odry, 

Wis³y i DŸwiny wskazuj¹, ¿e ³adunek krzemu spada znacz¹co 

wraz ze stopniem regulacji rzeki (Humborg i in., 

2002, 2006). 

Krzemionka biogeniczna 

stancji ma rozdzielczoœæ, z jak¹ by³a ona analizowana 

w wodach interstycjalnych. Stê¿enie uzyskane w wodach 

interstycjalnych odzyskanych np. z warstwy osadów o gruboœci 

1 cm reprezentuje œrednie w tej warstwie. Szczególnie 

du¿e przybli¿enie stanowi¹ wartoœci uzyskane w powierzchniowej 

warstwie osadu, gdzie potencjalnie ma 

miejsce intensywna nitryfikacja i ³¹czna nitryfikacja/denitryfikacja. 

7.5.1. Obieg krzemu w œrodowisku morskim 

Krzem w wodach naturalnych pochodzi z roztwarzanych 

pod wp³ywem wody i CO2 sk³adników litosfery. 

Wystêpuj¹ce w ska³ach krzemiany i glinokrzemiany 

w procesie wietrzenia ulegaj¹ czêœciowej lub ca³kowitej 

hydrolizie. Dlatego te¿ w wodzie morskiej krzem wystêpuje 

w postaci rozpuszczonych krzemianów sodu, potasu 

i magnezu, roztworu w³aœciwego (H2SiO4) lub roztworów 

koloidalnych SiO2·H2O (Pilson, 1998). Zwi¹zki te 

stanowi¹ tworzywo do budowy pancerzyków krzemionkowych. 

Organizmy morskie, takie jak okrzemki, radiolarie, 

g¹bki czy wiciowce krzemionkowe, wbudowuj¹ 

w œciany komórkowe rozpuszczone krzemiany, tworz¹c 

krzemionkê biogeniczn¹ – uwodniony dwutlenek krzemu 

(Ragueneau i in., 2000). Powsta³y hydro¿el krzemionkowy 

(SiO2·nH2O), którego uwodnienie mo¿e siêgaæ 12–14%, 

ze wzglêdu na swoj¹ strukturê jest wyraŸnie (10–20 razy) 

lepiej rozpuszczalny ni¿ kwarc (Pilson, 1998). Dlatego 

krzemowe szkielety i pancerzyki s¹ rozpuszczane w toni 

wodnej w osadach, uruchamiaj¹c powrót krzemu dostêpnego 

dla fitoplanktonu. Zwiêkszenie rozpuszczalnoœci 

krzemionki biogenicznej nastêpuje ze wzrostem temperatury, 

pH, a tak¿e ciœnienia. Mineralizacja krzemionki biogenicznej 

zale¿y od sk³adu gatunkowego okrzemek i zale¿nej 

od tego struktury powierzchni szkieletu oraz wielkoœci 

organizmów. Równie¿ udzia³ zooplanktonu i organizmów 

bentosowych nale¿y do istotnych czynników 

intensyfikuj¹cych powrót krzemionki biogenicznej do 

obiegu (Natori i in., 2006). Proces rozpuszczania krzemionki 

biogenicznej w osadzie zachodzi du¿o wolniej ni¿ 

w toni wodnej, szczególnie jeœli jest ona otoczona materi¹ 

205

organiczn¹ lub gdy s¹ na niej zaadsorbowane metale 

(m.in. Al, Be, Fe, Ba). Zmniejsza siê wówczas efektywnie 

powierzchnia podlegaj¹ca rozpuszczaniu, maleje jej 

reaktywnoœæ, a w konsekwencji rozpuszczanie. 

Rozpuszczanie krzemionki biogenicznej w osadach 

dennych powoduje wzrost koncentracji rozpuszczonych 

krzemianów w wodach interstycjalnych. Ró¿nica stê¿eñ 

rozpuszczonych krzemianów powsta³a miêdzy oœrodkami 

stymuluje wielkoœæ i kierunek strumienia tego zwi¹zku. 

Wynoszeniu rozpuszczonych krzemianów do wód 

powierzchniowych sprzyjaj¹ mieszanie siê wód, pr¹dy 

morskie czy wystêpowanie upwellingów. 

Zawartoœæ krzemionki biogenicznej w osadach zale¿y od 

produktywnoœci zbiornika, jego g³êbokoœci i zwi¹zanego 

z tym czasu przebywania krzemionki w kolumnie wody, 

tempa mineralizacji zale¿nego miêdzy innymi od temperatury, 

pH i ciœnienia oraz sk³adu i aktywnoœci organizmów 

w ³añcuchu troficznym. 

7.5.2. Zmiennoœæ zawartoœci krzemionki 

biogenicznej we wspó³czesnych osadach 

powierzchniowych Morza Ba³tyckiego 

Zawartoœæ krzemionki biogenicznej BSi (jako SiO2 %) 

w powierzchniowych osadach Ba³tyku zmienia siê w szerokim 

zakresie, od wartoœci poni¿ej 0,1% do siêgaj¹cych 

nawet 15–20% (Emelyanov, 1988; Emelyanov red., 

2002; Burska i in., 2005, Conley i in., 2008; Pastuszak 

i in., 2008). Informacja o zawartoœci krzemionki amorficznej 

w osadach przedstawiona przez Emelyanova 

(1988; red., 2002) dotyczy najwiêkszego obszaru Morza 

Ba³tyckiego. Z wyj¹tkiem Zatoki Botnickiej, Morza Botnickiego 

i Kattegatu obejmuje ona wszystkie subregiony 

Ba³tyku, w tym szczegó³owo Basen Gdañski. 

Œrednie zawartoœci BSi w osadach g³ównych basenów 

sedymentacyjnych Ba³tyku mieszcz¹ siê od 1,95 do 

5,16% (Conley i in., 2008; Pastuszak i in., 2008) i s¹ nieco 

wy¿sze od wartoœci podawanych wczeœniej przez Emelyanova 

(red., 2002). Najwy¿sz¹ œredni¹ zawartoœæ krzemionki 

biogenicznej stwierdzono w osadach Zalewu 

Szczeciñskiego, zaœ najni¿sz¹ w Zatoce Ryskiej (fig. 

7.33). Jeszcze wyraŸniejsze ró¿nice miêdzy regionami 

dotycz¹ ekstremalnych stê¿eñ BSi w osadach. W osadach 

Zalewu Szczeciñskiego i Zalewu Kuroñskiego zawartoœæ 

krzemionki biogenicznej siêga 6–8% (Emelyanov red., 

206 


Fig. 7.33. Œrednia zawartoœæ krzemionki biogenicznej w osadach 

powierzchniowych (0–2 cm) Ba³tyku (na podstawie 

Burska i in., 2005; Conley i in., 2008; Pastuszak i in., 2008) 

2002; Pastuszak i in., 2008), w Zatoce Gdañskiej – 

8–10% (Emelyanov red., 2002; Burska, dane niepubl.), 

a w obrêbie Basenu Gotlandzkiego – do 15–20% (Conley 

i in., 2008). 

Najwiêksze zawartoœci BSi stwierdzane s¹ w osadach 

mulistych (Emelyanov, 2001, red., 2002). Osady okrzemkowe 

zaliczane s¹ do osadów aleurytowo-ilastych i ilastych, 

co uwarunkowane jest ma³ymi rozmiarami okrzemek 

oraz ubytkiem SiO2 w wyniku rozpuszczania zarówno 

w toni wodnej, jak i osadach (Gudelis, Emelyanov, 

1982). Najni¿sze zawartoœci BSi dotycz¹ osadów piaszczystych, 

co zwi¹zane jest g³ównie z intensywn¹ mineralizacj¹ 

opadaj¹cego materia³u krzemowego. 

Zawartoœæ krzemionki biogenicznej w osadach Basenu 

Gdañskiego siêga od 0,1 do 9,63% (Kêpiñska, Wypych, 

1990; Emelyanov, red., 2002; Burska, dane niepubl.). Najwy¿sze 

zawartoœci BSi (>5%) wystêpuj¹ w osadach ilastych 

centralnej czêœci Zatoki Gdañskiej, gdzie dochodzi 

do deponowania g³ównej czêœci materii organicznej zarówno 

pochodzenia autochtonicznego, jak i allochtonicznego 

(Emelyanov, red., 2002). Œrednia zawartoœæ krzemionki 

biogenicznej w powierzchniowej warstwie osadów 

mulistych (0–2 cm) tego obszaru wynosi 4,87% i jest 

jedn¹ z najwy¿szych œrednich w Ba³tyku (fig. 7.34). Pozosta³a 

czêœæ osadów zlokalizowanych poni¿ej izobaty 

40–50 m charakteryzuje siê wyraŸnie mniejsz¹ (3–5%) 

zawartoœci¹ BSi. Najni¿sze wartoœci krzemionki biogenicznej 

(

mineralizacji opadaj¹cej i ju¿ obecnej w osadach materii, 

a tak¿e od procesów hydrodynamicznych kontroluj¹cych 

osadzanie materii na dnie oraz wymianê rozpuszczonego 

krzemu na granicy woda–osad. 

W g³êbokich basenach sedymentacyjnych Ba³tyku 

zmiany zawartoœci krzemionki biogenicznej w g³¹b osadu 

wskazuj¹ na zwiêkszone odk³adanie materii okrzemkowej 

w osadach w ci¹gu ostatnich 100–150 lat (Conley 

i in., 2008). Najwiêksz¹ akumulacj¹ krzemionki biogenicznej 

charakteryzuje siê Ba³tyk W³aœciwy. Wspó³czynnik 

wzbogacania, o wartoœci 3,22, jest w stosunku do pozosta³ych 

basenów dwu-, a w przypadku Zatoki Botnickiej 

prawie trzykrotnie wy¿szy. Sytuacja ta znajduje odzwierciedlenie 

w pionowych profilach zawartoœci krze- 

Krzemionka biogeniczna 

Fig. 7.34. Zawartoœæ krzemionki biogenicznej BSi (SiO2 %) w powierzchniowej (0–2 cm) 

warstwie osadów Basenu Gdañskiego, lata 2000–2005 (D. Burska, mat. niepubl.) 

mionki biogenicznej. Zawartoœæ BSi w osadach Ba³tyku 

W³aœciwego spada gwa³towniej ni¿ w innych czêœciach 

Ba³tyku, uzyskuj¹c wyrównanie wartoœci na g³êbokoœci 

15–20 cm. Ró¿nica zawartoœci BSi w warstwie powierzchniowej 

i w warstwie stabilizacji w osadach basenów 

Arkoñskiego, Gdañskiego i Wschodniogotlandzkiego 

wynosi odpowiednio ok. 1%, 5% i 17% (Conley i in., 

2008). 

Podobnie jak w ca³ym Ba³tyku, w osadach mulistych 

Zatoki Gdañskiej zawartoœæ krzemionki biogenicznej 

spada w g³¹b osadu. Stabilizacja jej zawartoœci wystêpuje 

zazwyczaj na g³êbokoœci 15–20 cm, a nawet 25 cm (fig. 

7.35). W zale¿noœci od typu osadu i jego lokalizacji zmiany 

zawartoœci krzemionki biogenicznej w osadach mog¹ 

207

mieæ ró¿ny charakter. Pionowe profile BSi mog¹ przyjmowaæ 

wyrównany przebieg w ca³ej 20-cm warstwie 

(E35), charakteryzowaæ siê wyraŸnym, prawie liniowym 

spadkiem (G2, P110) lub wzrostem z g³êbokoœci¹ (E52a, 

St2), skokowym obni¿aniem poni¿ej warstwy powierzchniowej 

o wyrównanej, wysokiej zawartoœci BSi (P116, 

208 


E36a) czy wystêpowaniem nieregularnych maksimów na 

ró¿nych poziomach (P104). 

Prawie wyrównany przebieg zawartoœci krzemionki 

biogenicznej w górnej, 10-cm warstwie osadów w centralnej 

czêœci Zatoki Gdañskiej (fig. 7.36) wskazuje na stosunkowo 

sta³¹ w czasie intensywnoœæ produkcji pierwotnej 

Fig. 7.35. Zmiana zawartoœci krzemionki biogenicznej BSi (SiO2 %) w profilu pionowym osadów Zatoki Gdañskiej, 

lata 2000–2005 (D. Burska, mat. niepubl.)

i pulê materii terygenicznej oraz niewielk¹ zmiennoœæ warunków 

hydrodynamicznych, sprzyjaj¹c¹ odk³adaniu materii 

okrzemkowej w tym obszarze. Jednoczeœnie, mimo 

Literatura 

AIGARS J., 2001 — Seasonal variations in phosphorus species 

in the surface sediments of the Gulf of Riga, Baltic Sea. Chemosphere, 

45: 827–834. 

AIGARS J., CARMAN R., 2001 — Seasonal and spatial variations 

of carbon and nitrogen distribution in the surface sediments 

of the Gulf of Riga, Baltic Sea. Chemosphere, 43, 3: 

313–320. 

ARNOSTI C., FINKE N., LARSEN O., GHOBRIAL S., 2005 

— Anoxic carbon degradation in arctic sediments: microbial 

transformations of complex substrates. Geochim. Cosmochim. 

Acta, 69, 9: 2309–2320. 

BALDOCK J.A., MASIELLO C.A., GÉLINAS Y., HEDGES J.I., 

2004 — Cycling and composition of organic matter in terrestrial 

and marine ecosystems. Mar. Chem., 92: 39–64. 

BALZER W., 1986 — Forms of phosphorus and its accumulation 

in coastal sediments of Kieler Bucht. Ophelia, 26: 19–35. 

Literatura 

Fig. 7.36. Zawartoœæ krzemionki biogenicznej BSi 

(SiO2 %) w górnej, 10-cm warstwie osadów Zatoki 

Gdañskiej, wrzesieñ 2005 (D. Burska, mat. niepubl.) 

wysokich wartoœci krzemionki biogenicznej (do 10,5%) 

w prezentowanym profilu, nieco ni¿sze wartoœci wyst¹pi³y 

w powierzchniowej (0–1 cm) warstwie osadu. 

BERTRAND P., LALLIER-VERGES E., 1993 — Past sedimentary 

organic matter accumulation and degradation controlled 

by productivity. Nature, 364: 786–788. 

BOLA£EK J., 1993 — Kr¹¿enie materii miêdzy wod¹ naddenn¹ 

a osadem na przyk³adzie Zatoki Puckiej. Rozprawy i monografie 

Uniwersytetu Gdañskiego nr 186, Gdañsk. 

BRADTKE K., URBAÑSKI J., 2008, pim.iopan.gda.pl/Zatoka- 

Pucka. 

BURSKA D., FALKOWSKA L., BOLA£EK J., 1997 — Short- 

-term fluctuations in dissolved silicate concentrations in 

the Gdañsk Deep. Oceanol. Stud., 2–3: 71–89. 

BURSKA D., FRANKOWSKI L., BOLA£EK J., 1999 — Temporal 

variability in the chemical composition of bottom sediments 

in the Pomeranian Bay (Southern Baltic). Oceanology, 

41: 445–459. 

209

BURSKA D., GRACA B., BIA£KOWSKA I., £UKAWSKA K., 

BOLA£EK J., 2003 — Carbon, nitrogen and phosphorus in 

the surface sediments of Gulf of Gdañsk, Baltic Sea. ELO- 

ISE Conf., Gdañsk. 

BURSKA D., PAWELEC A., BOLA£EK J., MARZEC M., 

2005 — Spatial and temporal variability of biogenic silica in 

the sediment of Gdañsk Bay. 5th Baltic Sea Science Congress, 

Sopot. 

CARLUCCI A.F., McNALLY P.M., 1969 — Nitrification by 

marine bacteria in low concentration of substrate and oxygen. 

Limnol. Oceanogr., 14: 736–739. 

CARMAN R., 2003 — Carbon and nutrients. W: Contaminants 

in the Baltic Sea sediments. Results of the ICES/HELCOM 

sediment baseline study (red. M. Perttilä). MERI- Report Series 

of Finish Institute of Marine Research, No. 50. 

CARMAN R., AIGARS J., LARSEN B., 1996 — Carbon and 

nutrient geochemistry of surface sediments of the Gulf of 

Riga, Baltic Sea. Mar. Geol., 134: 57–76. 

CARMAN R., CEDERWALL H., 2001 — Sediments and macrofauna 

in the Baltic Sea – characteristics, nutrient contents 

and distribution. W: A system analysis of the Baltic 

Sea (red. F. Wulff, L. Rahm, P. Larsson). Ecol. Stud., 148: 

289–327. 

CARMAN R., JONSSON P., 1991 — Distribution patterns of 

different forms of phosphorus in some surfical sediments of 

the Baltic Sea. Chem. Geol., 90: 91–106. 

CARMAN R., RAHM L., 1996 — Early diagenesis and chemical 

characteristics of interstitial water and sediments in the deep 

deposition bottoms of the Baltic Proper. J. Sea Res., 37: 25–47. 

CARMAN R., WULFF F., 1989 — Adsorption capacity of phosphorus 

in Baltic Sea sediments. Estuar., Coast. Shelf Sci., 

29: 447–456. 

CHECHKO V.A., BLAZHCHISHIN A.I., 2002 — Bottom sediment 

of the Vistula Lagoon of the Baltic Sea. Baltica, 15: 

13–22. 

CONLEY D.J., HUMBORG C., SMEDBERG E. i in., 2008 — 

Past, present and future state of the biogeochemical Si cycle 

in the Baltic Sea. J. Mar. Syst., 73: 338–346. 

CONLEY D.J., JOHNSTONE R., 1995 — Biogeochemistry of 

N, P and Si in Baltic Sea sediments: response to a simulated 

deposition of the spring diatom bloom. Mar. Ecol. Prog. 

Ser., 122: 265–279. 

CONLEY D.J., STOCKENBERG A., CARMAN R., JOHN- 

STONE R.W., RAHM L., WULFF F., 1997 — Sediment- 

-water nutrient fluxes in the Gulf of Finland, Baltic Sea. 

Estuar., Coast. Shelf Sci., 45: 591–598. 

DANIELSSON Å., CARMAN R., RAHM L., AIGARS J., 1998 

— Spatial estimation of nutrient distributions in the Gulf of 

Riga sediments using cokriging. Estuar., Coast. Shelf Sci., 

46: 713–722. 

210 


DANIELSSON Å., JÖNSSON A., RAHM L., 2007 — Resuspension 

patterns in the Baltic Proper. J. Sea Res., 57: 

257–269. 

EDLUND G., CARMAN R., 2001 — Distribution and diagenesis 

of organic and inorganic phosphorus in sediments of Balic 

Proper. Chemosphere, 45, 6/7: 1053–1061. 

ELMGREN R., 1984 — Trophic dynamics in the enclosed, brackish 

Baltic Sea. Rapp. P.-v. Re´un. Cons. int. Explor. Mer., 

183: 152–169. 

EMEIS K.-C., CHRISTIANSEN C., EDELVANG K. i in., 2002 

— Material transport from the near shore to the basinal environment 

in the southern Baltic Sea. II: Synthesis of data on 

origin and properties of material. J. Mar. Syst., 35: 151–168. 

EMEIS K.-C., STRUCK U., LEIPE T., POLLEHNE F., KUN- 

ZENDORF H., CHRISTIANSEN C., 2003 — Changes in 

the C, N, P burial rates in some Baltic Sea sediments over 

the last 150 years-relevance to P regeneration rates and 

the phosphorus cycle. Mar. Geol., 167: 43–59. 

EMELYANOV E.M., 1988 — Biogenic sedimentation in 

the Baltic Sea and its consequence. The Baltic Sea Geological 

Survey of Finland. Sp. Papers, 6: 127–137. 

EMELYANOV E.M., 2001 — Biogenic components and elements 

in sediments of the Central Baltic and their redistribution. 

Mar. Geol., 172: 23–41. 

EMELYANOV E.M. (red.), 2002 — Geology of the Gdansk Basin, 

Baltic Sea. Yantarny Skaz. 

FRINK C.R., 1967 — Nutrient budget: rational analysis of 

eutrophication in a Connecticut Lake. Environ. Sci. Tech., 

5: 425–428. 

GÄCHTER R., MEYER J.S., MARES A., 1988 — Contribution 

of bacteria to release and fixation of phosphorus in lake sediments. 


GRACA B., 1998 — Fosfor w osadach Zatoki Gdañskiej. Arch. 

UG, Gdynia. 

GRACA B., 2009 — Dynamika przemian azotu i fosforu w strefie 

kontaktu wody z osadem dennym w Zatoce Gdañskiej. 


GRACA B., BOLA£EK J., 1998 — Forms of phosphorus in sediments 

from the Gulf of Gdañsk. Appl. Geochem., 13: 319 –327. 

GRACA B., BOLA£EK J., 2000 — Temporal variations in 

the phosphorous species in the surface layer of the bottom 

sediments from the Gulf of Gdañsk – preliminary research. 

Oceanol. Stud., 29, 4: 55–66. 

GRACA B., BURSKA D., MATUSZEWSKA K., 2004 — 

The impact of dredging deep pits on organic matter degradation 

in sediments. Water, Air, Soil Pollut., 158: 237–259. 

GRACA B., WITEK Z., BURSKA D., BIA£KOWSKA I., 

£UKAWSKA-MATUSZEWSKA K., BOLA£EK J., 2006 

— Pore water phosphate and ammonia below the permanent

halocline in the south-eastern Baltic Sea and their benthic 

fluxes under anoxic conditions. J. Mar. Syst., 63: 141–154. 

GUDELIS W.K., EMELYANOV J.M., 1982 — Geologia Morza 

Ba³tyckiego. Wyd. Geol., Warszawa. 

HÅKANSON L., 1991 — Charakterystyka fizycznogeograficzna 

zlewiska Morza Ba³tyckiego. Œrodowisko Morza Ba³tyckiego,1. 

HÅKANSON L., LUNDIN L.-C., SAVCHUK O., IONOV V., 

MUSIELAK S., FURMAÑCZYK K., 2003 — The Baltic Sea. 

W: Environmental Science (red. L. Ryden, P. Migula, M. Andersson): 

120–147. The Baltic University Press, Uppsala. 

HEISKANEN A.-S., TALLBERG P., 1999 — Sedimentation and 

particulate nutrient dynamics along a coastal gradient from 

a fjord-like bay to the open sea. Hydrobiologia, 393: 127–140. 

HUETTEL M., ZIEBIS W., FORSTER S., LUTHER III G.W., 

1998 — Advective transport affecting metal and nutrient distributions 

and interfacial fluxes in permeable sediments. 


HUMBORG C., PASTUSZAK M., AIGARS J., SIEGMUND H., 

MÖRTH C.-M., ITTEKKOT V., 2006 — Decreased silica 

land-sea fluxes through damming in the Baltic Sea catchment 

– significance of particle trapping and hydrological 

alterations. Biogeochemistry, 77: 265–281. 

JANKOWSKA H., £ÊCZYÑSKI L., 1993 — Morfologia dna. 

W: Zatoka Pucka (red. K. Korzeniewski): 222–281. Fund. 

Rozwoju Uniw. Gdañskiego, Gdañsk. 

JENSEN H.S., MORTENSEN P.B., ANDERSEN F.Ø., RAS- 

MUSSEN E., JENSEN A., 1995 — Phosphorus cycling in a 

coastal marine sediment, Aarhus Bay, Denmark. Limnol. 

Oceanogr., 40: 908–917. 

JONSSON P., CARMAN R., WULFF F., 1990 — Laminated 

sediments in the Baltic – a tool for evaluating nutrient mass 

balances. Ambio, 19, 3: 152–158. 

JÖNSSON A., DANIELSSON Å., RAHM L., 2005 — Bottom 

type distribution based on wave friction velocity in the Baltic 

Sea. Cont. Shelf Res., 25: 419–435. 

KÊPIÑSKA W., WYPYCH K., 1990 — Osady denne. W: Zatoka 


val KLUMP J., MARTENS C.S., 1983 — Benthic nitrogen regeneration. 

W: Nitrogen in the marine environment (red. E.J. Carpenter, 

D. Capone): 411–459. Academic Press, London. 

KRISTENSEN E., AHMED S.I., DEVOL A.H., 1995 — Aerobic 

and anaerobic decomposition of organic matter in marine 

sediments: which is fastest. Limnol. Oceanogr., 40: 

1430–1437. 

LAMPITT R.S., ANTIA A.N., 1997 — Particle flux in the deep 

seas: regional characteristics and temporal variability. 

Deep-Sea Res., 1, 44: 1377–1403. 

LEHTORANTA J., 2003 — Dynamics of sediment phosphorus 

in the brackish Gulf of Finland. Boreal Environ. Res., 24. 

Literatura 

LEHTORANTA J., PITKANEN I.H., SANDMAN O., 1997 — 

Sediment accumulation of nutrients (N, P) in the eastern 

Gulf of Finland (Baltic Sea). Water, Air, Soil Pollut., 99: 

477–486. 

LEIPE T., DIPPNER J.W., HILLE S., VOSS M., CHRISTIAN- 

SEN C., BARTHOLDY J., 2008 — Environmental changes 

in the central Baltic Sea during the past 1000 years: inferences 

from sedimentary records, hydrography and climate. 

Oceanologia, 50, 1: 23–41. 

LEIVOURI M., 2000 — Distribution and accumulation of metals 

in sediments of the northern Baltic Sea. Ph.D. thesis. 

Contributions of Finnish Institute of Marine Research No. 2. 

LUKKARI K., 2008 — Chemical characteristics and behaviour 

of sediment phosphorus in the northeastern Baltic Sea. 

Accademic dissertation. Finnish Institute of Marine Research, 

Helsinki. 

£UKAWSKA-MATUSZEWSKA K., BOLA£EK J., 2008 — 

Spatial distribution of phosphorus forms in sediments in 

the Gulf of Gdañsk (southern Baltic Sea). Cont. Shelf Res., 

28: 977–990. 

MAKSYMOWSKA D., 1996 — Carbon and nitrogen content 

and degradation ratio of suspended matter and surface sediment 

of the Gulf of Gdañsk in spring 1995. Oceanol. Stud., 

25, 3: 79–95. 

MATTHIESEN H., EMEIS K.-C., JENSEN B.T., 1998 — Evidence 

for phosphate release from sediment in the Gotland 

Deep during oxic bottom water conditions. Meyniana, 50: 

175–190. 

MILTNER A., EMEIS K.-C., 2000 — Origin and transport of terrestrial 

organic matter from the Oder lagoon to the Arkona 

Basin, Southern Baltic Sea. Organic Geochem., 31: 57–66. 

MILTNER A., EMEIS K-C., 2001 — Terrestrial organic matter 

in surface sediments of the Baltic Sea, Northwest Europe, as 

determined by CuO oxidation. Geochim. Cosmochim. Acta, 

65, 8: 1285–1299. 

MORSE J.W., MORIN J., 2005 — Ammonium interaction with 

coastal marine sediments: influence of redox conditions on 

K*. Mar. Chem., 95: 107–112. 

MÜLLER A., 2002 — Organic carbon burial rates, and carbon 

and sulfur relationships in coastal sediments of the southern 

Baltic Sea. Appl. Geochem., 17: 337–352. 

NATORI Y., HANEDA A., SUZUKI Y., 2006 — Vertical and 

seasonal differences in biogenic silica dissolution in natural 

seawater in Suruga Bay, Japan: effects of temperature and 

organic matter. Mar. Chem., 102, 3/4: 230–241. 

NIEMISTÖ L., TERVO V., VOIPIO A., 1978 — Storage of iron 

and phosphorus in the sediments of the Bothnian Sea. Finn. 

Mar. Res., 244: 36–41. 

211

PAPUSH L., DANIELSSON Å., RAHM L., 2009 — Dissolved 

silica budget for the Baltic Sea. J. Sea Res., 62: 31–41. 

PASTUSZAK M., CONLEY D.J., HUMBORG C., WITEK Z., 

SITEK S., 2008 — Silicon dynamics in the Oder estuary, 

Baltic Sea. J. Mar. Syst., 73: 250–262. 

PEDERSEN T., CALVERT S., 1990 — Anoxia vs. productivity: 

What controls the formation of organic carbon-rich sediments? 

Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 74: 454–466. 

PEMPKOWIAK J., 1997 — Zarys geochemii morskiej. Wyd. 

UG, Gdañsk. 

PERSSON J., JONSSON P., 2000 — Historical development of 

laminated sediments – an approach to detect soft sediment 

ecosystem changes in the Baltic Sea. Mar. Pollut. Bull., 40: 

122–134. 

PERTTILÄ M. (red.), 2003 — Contaminants in the Baltic Sea 

sediments. Results of the ICES/HELCOM Sediment Baseline 

Study. Meri-Report Series of the Finnish Institute of Marine 

Research, 50. 

PÊCHERZEWSKI K., 1972 — Zawartoœæ i rozmieszczenie 

substancji organicznych azotu i fosforu w osadach dennych 

Po³udniowego Ba³tyku. Zesz. Nauk. BiNoZ UG., Ocenanografia, 

1: 29. 

PÊCHERZEWSKI K., 1976 — Kalorycznoœæ materii organicznej 

osadów dennych Po³udniowego Ba³tyku. Zesz. Nauk. 

Wydz. BiNoZ UG., Oceanografia, 4: 29–39. 

PILSON M.E.Q., 1998 — An introduction to the chemistry of 

the sea. Prentice Hall, New Yersee. 

RAGUENEAU O., TRÉGUER P., LEYNAERT A. i in., 2000 

— A review of the Si cycle in yhe modern ocean: recent progress 

and missing gaps in the aplication of biogenic opal as 

a paleoproductivity proxy. Glob. Planet, Change, 26: 

317–365. 

RUSCH A., HUETTEL M., FORSTER S., 2000 — Particulate 

organic matter in permeable marine sands – dynamics in 

time and depth. Estuar., Coast. Shelf Sci., 51: 399–414. 

SCHLITZER R., 2002 — Carbon export fluxes in the Southern 

Ocean: results from inverse modeling and comparison with 

satellite-based estimates. Deep-Sea Res., 2, 49: 1623–1644. 

SCHULZ S., ZOBBEL M., 2000 — Marine geochemistry. 

Springer Verlag, Berlin. 

SMETACEK V., 1980 — Annual cycle of sedimentation in relation 

to plankton ecology in western Kiel Bight. Ophelia, 1: 

65–76. 

SOMMERS L.H., HARRIS R.F., WILLIAMS J.D.H., 1970 — 

Determination of total organic phosphorus in lake sediments. 


STRUCK U., POLLEHNE F., BAUERFEIND E.V., BODUN- 

GEN B., 2004 — Sources of nitrogen for the vertical particle 

flux in the Gotland Sea (Baltic Proper) – results from sediment 

trap studies. J. Mar. Syst., 45: 91–101. 

212 


SUESS E., 1980 — Particulate organic carbon flux in the oceans 

– surface productivity and oxygen utilization. Nature, 288: 

260–263. 


po³udniowego Ba³tyku, 1:500 000. Pañstw. Inst. 



Baltic Sea ecosystem. Trace metals in the environment, 5. 

TAMELANDER T., HEISKANEN A.-S., 2004 — Effests of 

spring bloom phytoplankton dynamics and hydrography on 

the composition of settling material in the coastal northern 


UŒCINOWICZ Sz., 2008 — Rozpoznanie i wizualizacja budowy 

geologicznej Zatoki Gdañskiej dla potrzeb gospodarowania 

zasobami naturalnymi. Centr. Arch. Geol. Pañstw. 

Inst. Geol., Oddz. Geologii Morza, Gdañsk. 

UŒCINOWICZ Sz., ZACHOWICZ J., 1996 — Atlas geochemiczny 

Zalewu Wiœlanego. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 

VAALGAMAA S., CONLEY D.J., 2008 — Detecting environmental 

change in estuaries – Nutrient and heavy-metal distribution 

in long sediment cores from the Gulf of Finland, 

Baltic Sea. Estuar., Coast. Shelf Sci., 76: 45–56. 

VIRTASALO J.J., KOHONEN T., VUORINEN I., HUTTULA 

T., 2005 — Sea bottom anoxia in the Archipelago Sea, northern 

Baltic Sea – implications for phosphorus remineralization 

at the sediment surface. Mar. Geol., 224: 103–122. 

VONK J.E., van DONGEN B.E., GUSTAFSSON Ö., 2008 — 

Lipid biomarker investigation of the origin and diagenetic 

state of sub-arctic terrestrial organic matter presently exported 

into the northern Bothnian Bay. Mar. Chem., 112: 1–10. 

WAKEHAM S.C., FARRINGTON LEE J., GAGOSIAN R., 

1984 — Biogeochemistry of particulate organic matter in 

the oceans: results from sediment trap experiments. Deep- 

-Sea Res., 31: 509–528. 

WALSH J.J., 1991 — Importance of continental margins in 

the marine biogeochemical cycling of carbon and nitrogen. 

Nature, 350: 53–55. 

WANIA F., BROMAN D., AXELMAN J., NÄF C., AGRELL C., 

2001 — A multicompartmental, multi-basin fugacity model 

describing the fate of PCBs in the Baltic Sea. W: A system 

analysis of the Baltic Sea (red. F. Wulff i in.). Ecol. Stud., 

148: 417–447. 

WINTERHALTER B., FLODÉN T., IGNATIUS H., AXBERG S., 

NIEMISTÖ L., 1981 — Geology of the Baltic Sea. W: The Baltic 

Sea (red. A. Vopio). Oceanogr. Ser., 30. 

WITTE U., ABERLE N., SAND M., WENZHOFER F., 2003 — 

Rapid response of a deep-sea benthic community to POM 

enrichment: an in situ experimental study. Mar. Ecol. Prog. 

Ser., 251: 27–36.

WRZO£EK L., 1996 — Fitoplankton. W: Warunki œrodowiskowe 

polskiej strefy po³udniowego Ba³tyku w 1995 r. 

(red. B. Cyberska, Z., Lauer, A. Trzosiñska): 155–163. 

IMGW, Gdynia. 

YAKUSHEV E.V., POLLEHNE F., JOST G., KUZNETSOV I., 

SCHNEIDER B., UMLAUF L., 2007 — Analysis of the water 

column oxic/anoxic interface in the Black and Baltic seas 

with a numerical model. Mar. Chem., 107: 388–410. 

Literatura 

ZHAMOIDA V., GRIGORIEV A., GRUZDOV K., RYAB- 

CHUK D., 2007 — The influence of ferromanganese concretions-forming 

processes in the eastern Gulf of Finland on 

the marine environment. W: Holocene sedimentary environment 

and sediment geochemistry of the eastern Gulf of Finland, 

Baltic Sea (red. H. Vallius). Geological Survey of Finland, 

45: 21–32.

Rozdzia³ 8 

PIERWIASTKI ŒLADOWE W OSADACH MORZA BA£TYCKIEGO 

Naturalny obieg pierwiastków w przyrodzie charakteryzuje 

siê zrównowa¿onym bilansem miêdzy iloœci¹ 

uwalnianych pierwiastków w procesach wietrzenia a ich 

iloœci¹ wi¹zan¹ w glebach i osadach. W warunkach naturalnych, 

niezaburzonych przez dzia³alnoœæ cz³owieka, 

sk³ad i iloœæ pierwiastków œladowych, w tym metali ciê¿kich 

gromadz¹cych siê w osadach, jest uzale¿niony g³ównie 

od budowy litologicznej oraz od warunków klimatycznych 

panuj¹cych w zlewisku basenu sedymentacyjnego. 

Warunki klimatyczne oraz rodzaj ska³ decyduj¹ 

o przebiegu procesów wietrzenia i uruchamiania pierwiastków. 

W ostatnich wiekach dzia³alnoœæ przemys³owa 

zak³óci³a naturalny obieg pierwiastków. Pierwiastki s¹ 

dostarczane nie tylko ze Ÿróde³ naturalnych, ale te¿ na 

skutek procesów antropogenicznych, w wyniku czego 

osady powstaj¹ce w ci¹gu ostatnich kilkuset lat mog¹ zawieraæ 

nadmierne iloœci metali ciê¿kich. Problem zanieczyszczenia 

metalami ciê¿kim, podobnie jak i innymi 

substancjami toksycznymi, jest wa¿ny, poniewa¿ substancje 

te wchodz¹c w ³añcuch pokarmowy stanowi¹ zagro¿enie 

dla zwierz¹t i ludzi. 

Metale wystêpuj¹ w osadach w ró¿nych formach chemicznych 

(tzw. specjatach), zwi¹zane s¹ z siatk¹ krystalograficzn¹ 

minera³ów, wi¹zane s¹ przez minera³y ilaste 

i substancjê organiczn¹, a tak¿e przez wodorotlenki ¿elaza 

i manganu. W zwi¹zku z powy¿szym wystêpuje silna zale¿noœæ 

zawartoœci metali od uziarnienia osadu i zawartoœci 

substancji organicznej (tab. 8.1, 8.2). Mo¿liwe s¹ sytuacje, 

¿e naturalne warunki œrodowiskowe i procesy sedymentacyjne 

panuj¹ce w przesz³oœci sprawia³y, i¿ zawartoœci metali 

w wówczas powsta³ych osadach s¹ wy¿sze ni¿ w osa- 

214 

dach wspó³czesnych, zanieczyszczonych antropogenicznie. 

Przyk³adowo, osady wczesnych faz rozwojowych 

Morza Ba³tyckiego, tj. ba³tyckie osady póŸnoplejstoceñskie 

i wczesnoholoceñskie (ba³tyckie jezioro lodowe, morze 

yoldiowe i jezioro ancylusowe), ubogie w substancjê 

organiczn¹, zawieraj¹ niektórych metali wiêcej ni¿ osady 

œrodkowego i póŸnego holocenu o podobnym uziarnieniu, 

wzbogacone w substancjê organiczn¹ (tab. 8.1). 

Osady z wczeœniejszych okresów rozwojowych, 

w okreœlonych warunkach poddane erozji, mog¹ byæ 

Ÿród³em metali dla osadów deponowanych wspó³czeœnie. 

Proces ten nabiera szczególnego znaczenia w pó³nocnej 

czêœci Morza Ba³tyckiego (Morze i Zatoka Botnicka oraz 

Zatoka Fiñska), gdzie na skutek glaciizostatycznego wypiêtrzania 

skorupy ziemskiej osady wczesnych faz rozwojowych 

Ba³tyku wystawiane s¹ obecnie na erozjê. Dobrym 

przyk³adem s¹ kwaœne gleby siarczkowe w Finlandii, 

rozwiniête na holoceñskich mu³ach morskich. Z gleb 

tych, uprawianych rolniczo, wyp³ukiwane s¹ znaczne iloœci 

metali, które poprzez rzeki dostaj¹ siê do Ba³tyku. Wykazano, 

¿e sp³yw metali, m.in. Cd, Co, Ni, Zn, z tego 

Ÿród³a jest wiêkszy ni¿ dop³yw metali z ca³ego fiñskiego 

przemys³u (Fältmarsch i in., 2008). 

Równie¿ w po³udniowym Ba³tyku, m.in. w obrêbie 

progów rozdzielaj¹cych Basen Bornholmski od Rynny 

S³upskiej i Basen Gdañski od Gotlandzkiego oraz na 

po³udniowych zboczach Rynny S³upskiej, wystêpuj¹ wychodnie 

osadów wczesnych faz rozwojowych Ba³tyku 

podlegaj¹ce wspó³czeœnie erozji. 

Ka¿da z form chemicznych metali zachowuje siê inaczej 

w cyklu biogeochemicznym i charakteryzuje siê

zró¿nicowanym stopniem bioakumulacji w organizmach 

morskich. W zale¿noœci od celu badañ stosuje siê 

ró¿ne metody analityczne. Aby wykonaæ oznaczenie zawartoœci 

sk³adnika chemicznego w osadach dennych, 

Pierwiastki œladowe w osadach Morza Ba³tyckiego 

Tabela 8.1 

Œrednie zawartoœci metali w osadach Morza Ba³tyckiego w zale¿noœci od wieku i typu granulometrycznego 

(typy granulometryczne wg klasyfikacji Sheparda, 1954; osady roztwarzano ca³kowicie, oznaczenie metali metod¹ 

atomowej spektroskopii absorpcyjnej AAS; zestawiono na podstawie danych Uœcinowicz, Zachowicz 1992, 1994) 

Region 


Basen 

Gdañski 

Basen 

Bornholmski 

Wiek osadu 

i fazy rozwojowe Ba³tyku 

œrodkowy i póŸny holocen 

(morze litorynowe i politorynowe) 

wczesny holocen 

(morze yoldiowe 

i jezioro ancylusowe) 

póŸny plejstocen 

(ba³tyckie jezioro lodowe) 

œrodkowy i póŸny holocen 

(morze litorynowe i politorynowe) 

wczesny holocen (morze yoldiowe 

i jezioro ancylusowe) 

póŸny plejstocen 

(ba³tyckie jezioro lodowe) 

* Wyt³uszczon¹ czcionk¹ zaznaczono wy¿sze poziomy stê¿eñ. 

Typ granulometryczny 

i zawartoœæ substancji 

organicznej 

(liczba analiz) 

i³, 11,1% 

(2) 

i³ mulisty, 12,8% 

(17) 

i³, 1,1% 

(10) 


(16) 

i³, 1,1% 

(14) 


(6) 

i³, 10,9% 

(7) 


(10) 

i³, 2,7% 

(10) 


(3) 

i³, 2,5% 

(17) 


(6) 

Zawartoœæ metali 

[mg/kg] 

Co Cr Cu Ni Pb Zn 

29,1 77,5 39,4 57,4 – 106,0 

27,9 75,8 39,8 58,0 66,9 110,9 

36,4 94,2 38,6 63,0 56,0 151,6 

31,7 80,8 34,5 57,6 61,4 109,9 

36,3 89,3 32,7 60,6 58,4 112,2 

30,6 77,0 29,2 55,4 64,5 99,4 

26,0 – – 44,0 50,0 91,0 

18,0 – – 40,0 48,0 119,9 

34,0 86,8 42,0 62,5 – 176,2 

31,7 86,8 44,2 58,7 – 161,0 

35,1 94,2 35,0 66,5 – 185,6 

41,0 73,2 34,4 75,5 – 193,0 

próbkê przeznaczon¹ do badania nale¿y odpowiednio 

przygotowaæ. Sposób przygotowania próbek do analizy 

zale¿y od tego, jakie sk³adniki chemiczne bêd¹ oznaczane 

oraz od rodzaju stosowanej techniki analitycznej. 

215

Oznaczenia metali œladowych w osadach wykonuje siê 

g³ównie za pomoc¹ atomowej spektrometrii emisyjnej 

ze wzbudzeniem plazmowym (ICP-AES), spektrometrii 

mas ze wzbudzaniem plazmowym (ICP-MS) oraz atomowej 

spektrometrii absorpcyjnej (AAS). Dla tych technik 

analitycznych przygotowanie próbki przebiega podobnie: 

po wysuszeniu – najczêœciej w liofilizatorze – 

próbkê roztwarza siê w mieszaninie kwasów, a nastêpnie, 

w postaci roztworzonej, wprowadza do systemu pomiarowego 

aparatury. 

Aby oznaczyæ ca³kowit¹ zawartoœæ sk³adnika, nale¿y 

próbkê zmineralizowaæ przy u¿yciu mieszaniny kwasów 

utleniaj¹cych z dodatkiem kwasu fluorowodorowego. 

Poniewa¿ w procesach biogeochemicznych zachodz¹cych 

na granicy faz woda–osad uczestnicz¹ tylko formy metali 

s³abo zwi¹zane ze struktur¹ osadu, czêsto stosuje siê tech- 

216 


Tabela 8.2 

Zawartoœæ metali we frakcjach granulometrycznych osadów powierzchniowych (warstwa 0–10 cm) Rynny S³upskiej 

(rozdzielenie na frakcje w wirówce po usuniêciu substancji organicznej perhydrolem, roztwarzanie ca³kowite, 

oznaczenie metali metod¹ atomowej spektroskopii absorpcyjnej AAS) 

Nr i charakterystyka 

próbki 

5£ 

� 55°17'10" 

� 17°06'44" 

g³. 81,5 m 

Md = 0,008 mm 

Substancja org. = 5,1% 

19 £ 

� 5°16'35" 

� 17°10'43" 

g³. 74,5 m 

Md = 0,005 mm 


20 £ 

� 55°18'32" 

� 17°10'09" 

g³. 75,5 m 

Md = 0,005 mm 


Frakcja 

[mm] 

Fe Mn Co Cr Cu Ni Pb Zn 

[%] [mg/kg] 

8.1. Pierwiastki œladowe w powierzchniowej warstwie osadów 

Od kilkuset lat, w miarê rozwoju cywilizacji, na naturalne 

kr¹¿enie pierwiastków w przyrodzie coraz bardziej 

nak³adaj¹ siê procesy zwi¹zane z dzia³alnoœci¹ gospodarcz¹ 

cz³owieka. W obszarach uprzemys³owionych do 

œrodowiska dostaj¹ siê ró¿nego rodzaju zanieczyszczenia. 

Odprowadzanie œcieków oraz emisja zanieczyszczeñ 

do atmosfery, które wraz z opadami atmosferycznymi 

i sp³ywem powierzchniowym dostaj¹ siê do wód powierzchniowych, 

sprawiaj¹, ¿e zanieczyszczenia, w tym 

te¿ metale ciê¿kie, ostatecznie gromadz¹ siê w osadach. 

W zwi¹zku z tym osady powierzchniowe w porównaniu 

do osadów deponowanych w czasach przedindustrialnych 

w wielu rejonach zawieraj¹ wy¿sze poziomy stê¿eñ 

pierwiastków œladowych. 

Zawartoœæ pierwiastków œladowych w osadach mulisto-ilastych 

Ba³tyku z g³ównych basenów sedymentacyjnych 

(g³êbi ba³tyckich), zarówno w warstwie powierzchniowej 

(0–1 cm), jak i w profilu wg³êbnym, przedstawiono 

na podstawie wyników projektu zrealizowanego na 

pocz¹tku lat 90. XX w. pod auspicjami ICES i Komisji 

Helsiñskiej (HELCOM) (Perttilä red., 2003). W 1993 r. 

pobrano, a nastêpnie poddano analizie osady denne ze 

stacji zlokalizowanych w g³ównych basenach sedymentacyjnych 

Morza Ba³tyckiego (fig. 1.1). Próbki pobierano 

za pomoc¹ podwójnego próbnika Niemistö (Gemini) do 

g³êbokoœci 30–40 cm poni¿ej powierzchni dna. W pozyskanym 

materiale badawczym oznaczono m.in. ca³kowite 

zawartoœci: Al, Li, As, Cd, Cr, Cu, Hg, Ni, Pb, Ti, V, 

Zn, Fe i Mn. 

Morze Ba³tyckie 

Zawartoœæ pierwiastków œladowych w powierzchniowej 

warstwie (0–1 cm) osadów mulisto-ilastych Ba³tyku 

przedstawiono na figurze 8.1. Arsen, kadm, chrom, miedŸ, 

rtêæ, o³ów, cynk i inne pierwiastki odznaczaj¹ siê znacznym 

zró¿nicowaniem stê¿eñ w powierzchniowej warstwie 

osadów w poszczególnych rejonach Ba³tyku. 

Arsen przykuwa uwagê z powodu bardzo du¿ych zmian 

przestrzennych jego zawartoœci, od 3,89 do 215,98 mg/kg. 

W Kattegacie, Morzu Be³tów, w Ba³tyku W³aœciwym 

oraz w zatokach Ryskiej i Fiñskiej zawartoœci arsenu 

w powierzchniowych osadach mulisto-ilastych s¹ ma³e, 

nie przekraczaj¹ 34 mg/kg. Wy¿sze poziomy arsenu, od 

Pierwiastki œladowe w powierzchniowej warstwie osadów 

46,22 do 84,78 mg/g, wystêpuj¹ w Morzu Botnickim (stacje 

190 i 192 – fig. 8.1), a najwy¿sze zawartoœci – 215,98 

oraz 167,01 mg/kg – znajduj¹ siê w osadach mulisto-ilastych 

Zatoki Botnickiej (stacje 193 i 195). Niewàtpliwie 

tak znaczne zanieczyszczenie arsenem naleýy przypisaã 

dziaùalnoúci ciæýkiego przemysùu w Szwecji (zakùady Rönnskärsverket 

w Skellefteå). I chocia¿ od wielu lat Szwecja 

znacznie ogranicza dop³yw zanieczyszczeñ do Zatoki Botnickiej, 

to œlad wczeœniejszej dzia³alnoœci przemys³owej 

widoczny jest w osadach (Borg, Jonsson, 1996; Albrecht 

i in., 2003). 

Kadm w najwy¿szych iloœciach, od 2,05 do 4,38 mg/kg, 

wystêpuje w pó³nocnej czêœci Ba³tyku W³aœciwego (baseny: 

Zachodnio- i Wschodniogotlandzki oraz Pó³nocnocentralny; 

stacje 171, 176, 178, 179, 180). Kadm do œrodowiska 

mo¿e dostawaæ siê ze œciekami pochodz¹cymi 

z przemys³u metalurgicznego, elektronicznego, tworzyw 

sztucznych i farbiarskiego. �ród³em nadmiaru kadmu 

mo¿e byæ te¿ nieprawid³owa gospodarka nawozami fosforowymi 

i œrodkami ochrony roœlin. Jednak¿e wystêpowanie 

najwiêkszych koncentracji kadmu w najg³êbszych 

czêœciach Ba³tyku mo¿e œwiadczyæ o tym, ¿e jest to pierwiastek 

najefektywniej akumulowany w obszarach, gdzie 

wystêpuj¹ beztlenowe warunki w wodach przydennych. 

Pomimo ¿e trudno wskazaæ na bezpoœrednie Ÿród³a kadmu 

w tej czêœci Ba³tyku, nie mo¿na wykluczyæ tu wp³ywu 

aglomeracji Sztokholmu. W Basenie Gdañskim równie¿ 

wystêpuj¹ w wodach przydennych warunki beztlenowe, 

jednak¿e mimo potencjalnych Ÿróde³ zanieczyszczeñ 

(ujœcie Wis³y, aglomeracja gdañska, Kaliningrad) zawartoœæ 

kadmu jest mniejsza (1,28 mg/kg – stacja 169). Równie¿ 

wed³ug innych badañ i analiz wykonanych w laboratoriach 

Pañstwowego Instytutu Geologicznego, Brytyjskiej 

S³u¿by Geologicznej i Holenderskiej S³u¿by Geologicznej 

stê¿enia kadmu w powierzchniowej warstwie osadów 

mulisto-ilastych Basenu Gdañskiego (w³¹cznie z Zatok¹ 

Gdañsk¹) nie przekraczaj¹ na ogó³ 1,5 mg/kg, lokalnie 

dochodz¹c do 2,5 mg/kg. 

Najmniejsz¹ zawartoœæ kadmu stwierdzono w Kattegacie 

(0,15 mg/kg) oraz w Morzu Botnickim (0,35–0,36 mg/kg). 

W pozosta³ych czêœciach Ba³tyku zawartoœæ tego pierwiastka 

wynosi od 0,39 do 1,98 mg/kg. Lokalnie podwy¿szone 

poziomy stê¿eñ, jak w Zatoce Lubeckiej (1,27 mg/kg, 

stacja 160), w Zatoce Fiñskiej (1,98 mg/kg, stacja 187) 

217

czy w Zatoce Botnickiej (1,98 mg/kg, stacja 193) mog¹ 

wskazywaæ na lokalne wp³ywy antropogeniczne. 

Chrom w powierzchniowych osadach mulisto-ilastych 

Morza Ba³tyckiego wystêpuje we wszystkich basenach 

sedymentacyjnych w podobnych iloœciach. Najczêstszym 

antropogenicznym Ÿród³em chromu s¹ œcieki odprowadzane 

z garbarni oraz z zak³adów metalurgicznych. Najni¿sze 

zawartoœci chromu stwierdzono w Basenie Wschodniogotlandzkim 

(22,8–71,6 mg/kg, stacje 171 i 178), 

a najwiêksz¹ — we wschodniej czêœci Zatoki Fiñskiej 

(101 mg/kg, stacja 185). Równie¿ w innych czêœciach Za- 

218 


Fig. 8.1. Zawartoœæ pierwiastków œladowych (As, Cd, Cr, Cu, Hg, Pb i Zn) w powierzchniowej warstwie (0–1 cm) 

osadów mulisto-ilastych Morza Ba³tyckiego; stan z 1993 r. (wg Perttilä, red., 2003) 

toki Fiñskiej chrom wystêpuje w nieco wiêkszych iloœciach 

ni¿ w pozosta³ych rejonach Ba³tyku. 

MiedŸ w powierzchniowych osadach mulisto-ilastych 

wystêpuje w stê¿eniach od 18,5 mg/kg w Kattegacie (stacja 

156) do 98,4 mg/kg w Basenie Wschodniogotlandzkim 

(stacja 176). Równie¿ w przypadku innych czêœci 

Basenu Wschodniogotlandzkiego i w Basenie Zachodniogotlandzkim 

obserwowano wy¿sze jej koncentracje 

ni¿ w pozosta³ych czêœciach Ba³tyku. 

Rtêæ w najwy¿szych iloœciach (0,36 mg/kg) zaobserwowano 

w osadach mulisto-ilastych pochodz¹cych

z Zatoki Botnickiej (stacja 193) oraz z pó³nocno-wschodniej 

czêœci Zatoki Fiñskiej (0,25–0,22 mg/kg, stacje 185 

i 187). Antropogenicznym Ÿród³em rtêci w osadach mog¹ 

byæ œcieki z celulozowni, œcieki komunalne, a tak¿e œcieki 

z zak³adów produkuj¹cych w³ókna sztuczne oraz chlor 

(Bojakowska, Soko³owska, 1998). 

Podwy¿szony poziom stê¿eñ rtêci w Zatoce Fiñskiej 

jest niew¹tpliwie skutkiem dzia³alnoœci przemys³u papierniczego 

na terenie Finlandii, natomiast geneza wystêpowania 

wiêkszych stê¿eñ tego sk³adnika w Zatoce Botnickiej 

nie jest do koñca jasna. Nieco mniej rtêci stwier- 


Fig. 8.1. cd. 

dzono w osadach z pó³nocno-wschodniej czêœci Basenu 

Gdañskiego, niedaleko K³ajpedy (0,22 mg/kg, stacja 170) 

oraz w osadach z Basenu Arkoñskiego (0,17 mg/kg, stacja 

166) i z rejonu Lubeki (0,19 mg/kg, stacja 160). 

W osadach mulistych z pozosta³ych obszarów Ba³tyku 

stê¿enie rtêci nie przekracza 0,15 mg/kg. 

O³ów w powierzchniowych osadach mulisto-ilastych 

Morza Ba³tyckiego wystêpuje w iloœciach od 34,9 do 

175,0 mg/kg. Pierwiastek ten dostaje siê do œrodowiska, 

oprócz Ÿróde³ naturalnych, równie¿ na skutek produkcji 

akumulatorów, obróbki szk³a o³owiowego, produkcji 

219

pigmentów oraz w wyniku spalania etylin przez transport 

samochodowy. Najni¿sze poziomy stê¿eñ o³owiu wystêpuj¹ 

w zachodniej czêœci Zatoki Fiñskiej (34,9 mg/kg, 

stacja 181), w pó³nocnej czêœci Ba³tyku W³aœciwego 

(36,8–67,3 mg/kg, stacje 171, 176, 178, 179, 180)iwMorzu 

Botnickim (40,8–54,4 mg/kg, stacje 190 i 192). Koncentracje 

o³owiu osi¹gaj¹ maksimum w rejonie Lubeki 

(175 mg/kg, stacja 160), w Basenie Arkoñskim (106 mg/kg, 

stacja 166), w Zatoce Botnickiej (121 mg/kg, stacja 193) 

i w Basenie Gdañskim (82,4–87,9 mg/kg, stacje 168–170). 

Taki rozk³ad stê¿eñ o³owiu w osadach powierzchniowych, 

gdzie podwy¿szone jego poziomy wystêpuj¹ w pobli¿u obszarów 

uprzemys³owionych, szczególnie tych, gdzie przemys³ 

rozwin¹³ siê najwczeœniej, tj. w obszarze Ba³tyku 

po³udniowo-zachodniego (Lubeka i Szczecin) i Ba³tyku 

po³udniowo-wschodniego (Gdañsk, Królewiec, K³ajpeda), 

wskazuje na bezpoœrednie zwi¹zki ze Ÿród³ami zanieczyszczeñ. 

Poza przemys³em, powa¿nym Ÿród³em o³owiu 

do koñca XX w. by³y benzyny zawieraj¹ce czterometylek 

o³owiu. Wp³yw antropogeniczny na zawartoœæ o³owiu 

w osadach, zwi¹zany z przemys³em metalurgicznym, widoczny 

jest te¿ w Zatoce Botnickiej (stacja 193). 

Cynk do wód, a w konsekwencji do osadów, mo¿e siê 

te¿ dostawaæ ze sp³ywu powierzchniowego z gleb, do których 

dociera np. na skutek œcierania opon samochodowych, 

z preparatów ochrony roœlin i nawozów fosforowych, ze 

spalania paliw, zw³aszcza wêgla. Do antropogenicznych 

Ÿróde³ tego metalu nale¿¹ przemys³ metalurgiczny i chemiczny, 

zw³aszcza produkcja farb. Najwiêksze stê¿enia 

cynku wystêpuj¹ w pó³nocnej czêœci Ba³tyku W³aœciwego. 

Zawartoœæ cynku waha siê w tym rejonie od 210,0 mg/kg 

w Basenie Wschodniogotlandzkim (stacja 171) do 

443,2 mg/kg w Basenie Pó³nocnocentralnym (stacja 180). 

Lokalnie podwy¿szone poziomy cynku wystêpuj¹ te¿ w rejonie 

Lubeki (271 mg/kg, stacja 160), w Zatoce Gdañskiej 

(207 mg/kg, stacja 169) oraz we wschodniej czêœci Zatoki 

Fiñskiej (231–243,4 mg/kg, stacje 185 i 187). Wiêksza zawartoœæ 

cynku w basenach Zachodnio- i Wschodniogotlandzkim 

zdaje siê sugerowaæ, ¿e cynk jest efektywnie 

transportowany na znaczne odleg³oœci od Ÿróde³ zanieczyszczeñ, 

w rejony najwiêkszych g³êbokoœci. Jednak¿e lokalnie 

maksymalne stê¿enia tego metalu w pobli¿u wczeœnie 

uprzemys³owionych obszarów (rejon Lubeki i Gdañska) 

nasuwaj¹ przypuszczenie o innych Ÿród³ach cynku w osadach 

ba³tyckich, takich jak np. emisja tego pierwiastka 

z aglomeracji sztokholmskiej czy te¿ petersburskiej. 

220 


Po³udniowy Ba³tyk 

Zawartoœæ pierwiastków œladowych w osadach po³udniowej 

czêœci Ba³tyku W³aœciwego, która dalej bêdzie 

okreœlana jako po³udniowy Ba³tyk, przedstawiono na podstawie 

wyników prac wykonanych w latach 1991–1994 

przez Oddzia³ Geologii Morza Pañstwowego Instytutu Geologicznego 

w ramach realizacji Atlasu geochemicznego po- 

³udniowego Ba³tyku (Szczepañska, Uœcinowicz, 1994). Badaniami 

objêto polsk¹ strefê ekonomiczn¹ Morza Ba³tyckiego 

o powierzchni 30 532 km 2 . W latach 1991–1993 pobrano 

próbki osadów powierzchniowych na 368 stacjach 

badawczych. Stacje pomiarowe rozmieszczone by³y w obrêbie 

regularnej siatki, jedna stacja na obszarze oko³o 

100 km 2 , i by³y zlokalizowane w zasiêgu dominuj¹cego 

w danym kwadracie typu granulometrycznego osadu. 

Osady mulisto-ilaste i mulisto-piaszczyste pobierano 

próbnikiem grawitacyjnym typu Niemistö. Rdzenie w segmencie 

0–6 cm dzielono na próbki jednocentymetrowe, 

z g³êbszych odcinków rdzeni (6–20 cm) wyodrêbniano 

próbki dwucentymetrowe, a na g³êbokoœci poni¿ej 20 cm 

pobierano warstwy piêciocentymetrowe. Próbki umieszczano 

w pude³kach plastikowych i przechowywano w temperaturze 

–20 o C. Piaski i piaski muliste pobierano czerpakiem 

van Veena, umo¿liwiaj¹cym zebranie materia³u z powierzchni 

oko³o 0,2 m 2 . Z osadów tych pobierano próbki 

z warstwy 0–5 cm. 

Zakres badañ chemicznych obejmowa³ oznaczenie zawartoœci 

C org, Al, As, Ba, Ca, Cd, Co, Cr, Cu, Fe, Mn, Ni, 

P, Pb, S, Sr, V i Zn. Próbki osadów, po wysuszeniu w temperaturze 

pokojowej i sproszkowaniu, roztwarzano nieca³kowicie 

w kwasie azotowym. Zawartoœci pierwiastków 

œladowych oznaczano metod¹ atomowej spektrometrii 

emisyjnej ze wzbudzeniem plazmowym (ICP-AES) oraz 

metod¹ atomowej spektroskopii absorpcyjnej (AAS). 

W wybranych rdzeniach osadów okreœlono zmiennoœæ 

zawartoœci badanych sk³adników w profilu pionowym 

oraz tempo akumulacji metod¹ 210 Pb. W opisie zawartoœci 

poszczególnych sk³adników uwzglêdniono uziarnienie 

osadów. Wyró¿niono piaski (zawartoœæ frakcji >0,063 mm 

wiêksza od 75%), osady mulisto-piaszczyste (zawartoœæ 

frakcji


Fig. 8.2. Zawartoœæ arsenu i kadmu w osadach powierzchniowych po³udniowego Ba³tyku, stan z lat 1991–1993 

(Szczepañska, Uœcinowicz, 1994) 

221

mulisto-piaszczystych na ogó³ wynosi od 5 do 15 mg/kg. 

W warstwie powierzchniowej osadów mulisto-ilastych 

pierwiastek ten gromadzi siê najczêœciej w iloœci od 15 do 

29 mg/kg. Zawartoœæ maksymaln¹, 29 mg/kg, stwierdzono 

w Basenie Bornholmskim, a powy¿ej 20 mg/kg – lokalnie 

w basenach Wschodniogotlandzkim i Gdañskim, przy 

wschodniej granicy polskiej strefy ekonomicznej. Najmniejsze 

koncentracje tego metalu wystêpuj¹ w warstwie 

powierzchniowej osadów mulisto-ilastych w Rynnie S³upskiej 

i w Zatoce Puckiej. Jeden z rejonów o podwy¿szonych 

poziomach arsenu, w Basenie Bornholmskim, le¿y w obszarze 

podwodnego sk³adowiska amunicji chemicznej. Wydaje 

siê, ¿e mo¿e to byæ przyczyn¹ tego lokalnego ska¿enia. 

Kadm w piaskach pokrywaj¹cych dno po³udniowego 

Ba³tyku wystêpuje najczêœciej na poziomie bliskim granicy 

wykrywalnoœci stosowanej metody analitycznej, tj. 


Fig. 8.3. Zawartoœæ chromu w osadach powierzchniowych po³udniowego Ba³tyku (a) 


224 


Fig. 8.4. Zawartoœæ miedzi w osadach powierzchniowych po³udniowego Ba³tyku (a) 


O³ów w powierzchniowej warstwie osadów dennych 

po³udniowego Ba³tyku wystêpuje w granicach stê¿eñ od 

226 


Fig. 8.6. Zawartoœæ o³owiu w osadach powierzchniowych po³udniowego Ba³tyku (a) 



Fig. 8.7. Zawartoœæ cynku w osadach powierzchniowych po³udniowego Ba³tyku (a) 


Niektóre inne metale wystêpuj¹ce w osadach po³udniowego 

Ba³tyku w iloœciach œladowych – bar, kobalt, 

nikiel, stront, wanad – wykazuj¹ podobne prawid³owoœci 

koncentracji w osadach mulisto-ilastych basenów sedymentacyjnych, 

tj. Basenu Bornholmskiego, Rynny S³upskiej, 

Basenu Gdañskiego (wraz z zatokami Gdañsk¹ 

i Puck¹) oraz w po³udniowej czêœci Basenu Wschodniogotlandzkiego. 

W osadach piaszczystych rejonów p³ytkowodnych, 

podobnie jak inne metale, wystêpuj¹ na niskich 

pu³apach stê¿eñ. 

Bar w warstwie powierzchniowej piasków w 94% wystêpuje 

w zakresie stê¿eñ od 2 do 50 mg/kg. W piaskach 

mulistych i mu³ach piaszczystych dominuj¹ zawartoœci 

w przedziale od 50 do 100 mg/kg, jakkolwiek wystêpuj¹ 

miejscami znacznie wy¿sze poziomy, dochodz¹ce do 

510 mg/kg. Warstwa powierzchniowa osadów mulisto-ilastych 

zawiera najczêœciej od 100 do 200 mg/kg baru (67% 

próbek), przy zawartoœci maksymalnej 460 mg/kg stwierdzonej 

w Basenie Gdañskim. Lokalnie w Basenie Wschodniogotlandzkim 

stwierdzono od 250 do 314 mg/kg Ba. 

Maksymaln¹ zawartoœæ baru zaobserwowano w mu³ach 

piaszczystych w obszarze przejœciowym pomiêdzy Basenem 

Gdañskim i Basenem Gotlandzkim. Mniejsze zawartoœci, 

od 50 do 150 mg/kg, stwierdzono w osadach mulisto-ilastych 

Rynny S³upskiej oraz Zatoki Gdañskiej i Zatoki 

Puckiej. 

Kobalt w osadach piaszczystych odznacza siê ma³¹ 

zawartoœci¹, nieprzekraczaj¹c¹ na ogó³ 5 mg/kg. Równie¿ 

w piaskach mulistych i mu³ach piaszczystych zawartoœæ 

kobaltu jest ma³a, w 79% przypadków nie przekracza 

10 mg/kg, a maksymalnie osi¹ga poziom 18 mg/kg. WyraŸny 

wzrost zawartoœci Co wystêpuje w osadach mulisto-ilastych, 

w warstwie powierzchniowej zwykle od 10 

do 24 mg/kg. Najwiêksza zawartoœæ kobaltu, wynosz¹ca 

20–24 mg/kg, dotyczy znacznych obszarów Basenu 

Bornholmskiego. Pojedyncze niewielkie powierzchnie 

osadów o podobnej zawartoœci wystêpuj¹ w Rynnie S³upskiej 

i Basenie Wschodniogotlandzkim. Osady mulisto- 

-ilaste warstwy powierzchniowej Zatoki Gdañskiej i Zatoki 

Puckiej odznaczaj¹ siê relatywnie niskimi zawartoœciami 

kobaltu, nieprzekraczaj¹cymi 10 mg/kg. 

Nikiel wystêpuje w osadach po³udniowego Ba³tyku na 

poziomie stê¿eñ od 1 mg/kg w piaskach do 50 mg/kg w osadach 

mulisto-ilastych. Najwiêksze obszary dna pokrywaj¹ 

piaski o zawartoœci Ni od 1 do 5 mg/kg. Tylko w 2% próbek 

piasku zawartoœæ niklu przekroczy³a 10 mg/kg. Zawar- 

228 


toœæ maksymalna Ni w piaskach wynosi 14 mg/kg. Nieco 

wiêksze zró¿nicowanie w rozmieszczeniu Ni obserwuje 

siê w piaskach mulistych i mu³ach piaszczystych, od 3 do 

38 mg/kg. Przedzia³ zawartoœci od 10 do 20 mg/kg charakteryzuje 

57% badanych próbek piasków mulistych i mu- 

³ów piaszczystych. W osadach mulisto-ilastych nikiel wystêpuje 

najczêœciej w iloœci od 30 do 40 mg/kg (47% próbek). 

Osady te, zawieraj¹ce w warstwie powierzchniowej 

podwy¿szone poziomy Ni (od 40 do 50 mg/kg), obejmuj¹ 

najwiêksze obszary w obrêbie Basenu Bornholmskiego. 

Najni¿sze poziomy niklu stwierdzono w osadach mulisto- 

-ilastych Rynny S³upskiej i Zatoki Puckiej. 

Stront w piaskach po³udniowego Ba³tyku wystêpuje 

najczêœciej w zakresie stê¿eñ od 2 do 10 mg/kg. Lokalnie, 

w strefie brzegowej, w rejonie Œwinoujœcia i Dziwnowa, 

jezior Bukowo i £ebsko, jest go nieco wiêcej, od 10 do 

20 mg/kg. Podwy¿szone poziomy stwierdzono w piaskach 

w pobli¿u jeziora Jamno i w zachodniej czêœci Zatoki 

Gdañskiej (do 30 mg/kg), zw³aszcza na redzie portu 

w Gdyni (do 50 mg/kg). Piaski muliste i mu³y piaszczyste 

charakteryzuj¹ siê szerokim przedzia³em zawartoœci strontu, 

od 8 do 74 mg/kg, z wyraŸn¹ dominacj¹ w zakresie 

20–30 mg/kg (45% próbek). Podwy¿szona zawartoœæ 

strontu w piaskach mulistych i mu³ach piaszczystych zaznacza 

siê na wyniesieniach dna, wewn¹trz Basenu Bornholmskiego 

i we wschodniej czêœci Basenu Wschodniogotlandzkiego. 

W warstwie powierzchniowej osadów 

mulisto-ilastych stront wystêpuje w zakresie stê¿eñ od 

13 do 90 mg/kg. Poziomy ni¿sze od 40 mg/kg stwierdzono 

na po³udniowych obrze¿ach basenów Bornholmskiego 

i Gdañskiego, a tak¿e w pó³nocnej czêœci Rynny 

S³upskiej i na po³udniowo-zachodnich obrze¿ach Basenu 

Wschodniogotlandzkiego. Najczêœciej spotykane wartoœci 

stê¿eñ (40–70 mg/kg) zaobserwowano w przypadku du- 

¿ych obszarów dna basenów Bornholmskiego, Wschodniogotlandzkiego 

i Gdañskiego. W Rynnie S³upskiej stront 

wystêpuje na ogó³ w iloœci nieprzekraczaj¹cej 50 mg/kg. 

Podwy¿szon¹ zawartoœæ tego metalu (70–80 mg/kg) 

stwierdzono w trzech izolowanych rejonach Basenu Bornholmskiego, 

w Zatoce Puckiej oraz w czterech rejonach 

w Basenie Gdañskim i w dwóch w Basenie Wschodniogotlandzkim. 

Najwiêksze stê¿enia strontu (80–90 mg/kg) 

stwierdzono w zachodniej czêœci Basenu Gdañskiego 

i w po³udniowej czêœci Basenu Wschodniogotlandzkiego. 

Wanad w piaskach po³udniowego Ba³tyku zawiera siê 

przewa¿nie w przedziale stê¿eñ od 1 do 10 mg/kg i tylko

miejscami, z dala od wybrze¿a, osi¹ga maksymaln¹ wartoœæ 

21 mg/kg. W piaskach mulistych i mu³ach piaszczystych 

wanad wystêpuje w zakresie stê¿eñ od 20 do 40 mg/kg 

(54% próbek). Zawartoœci wy¿sze (do 80 mg/kg) stwierdzono 

w 28% próbek. Osady mulisto-ilaste zawieraj¹ od 

9 do 140 mg/kg wanadu. Niskie poziomy (

230 


Fig. 8.8. Zawartoœæ pierwiastków œladowych (As, Cd, Cr, Cu, Hg, Pb i Zn) 

w osadach powierzchniowych zachodniej czêœci Zatoki Gdañskiej, 

stan z lat 2005–2006 (Uœcinowicz i in., 2008)


Fig. 8.8. cd. 

231

232 


Fig. 8.8. cd.

ardzo ma³a (

Kobalt wystêpuje maksymalnie na poziomie 8 mg/kg 

(ujœcie Wis³y). Najwiêksz¹ œredni¹ zawartoœæ tego pierwiastka 

stwierdzono w osadach mulisto-ilastych 

(5,61 mg/kg). Piaski charakteryzuj¹ siê ma³¹ zawartoœci¹ 

kobaltu, nieprzekraczaj¹c¹ 3 mg/kg, najczêœciej poni¿ej 

1 mg/kg. 

Nikiel w osadach Zatoki Gdañskiej i Zatoki Puckiej 

osi¹ga maksymalny poziom 33 mg/kg (œr. 7,19 mg/kg). 

Piaski strefy brzegowej zawieraj¹ do 11 mg/kg Ni. Rozleg³e 

obszary dna s¹ wyœcielone osadami mulisto-ilastymi 

zawieraj¹cymi nikiel w granicach stê¿eñ od 17 do 

33 mg/kg. 

Stront w osadach Zatoki Gdañskiej i Zatoki Puckiej wystêpuje 

w stê¿eniach od 6 do 119 mg/kg (œr. 24,73 mg/kg). 

Najmniejsze stê¿enia tego pierwiastka wystêpuj¹ w piaskach, 

od 6 do 77 mg/kg. Piaski muliste i mu³y piaszczyste 

charakteryzuj¹ siê szerokim zakresem zawartoœci 

strontu, od 12 do 119 mg/kg. Najwiêksz¹ œredni¹ zawartoœæ 

zaobserwowano w osadach mulisto-ilastych – 

50,72 mg/kg, natomiast w tego typu osadach wystêpuj¹cych 

przy ujœciu Wis³y stront wystêpuje na poziomie 

przekraczaj¹cym wartoœci 100 mg/kg. 

8.2. Pierwiastki œladowe w profilu pionowym osadów 

Morze Ba³tyckie 

Osady powierzchniowe, w porównaniu do osadów 

deponowanych w czasach przedindustrialnych, w wielu 

rejonach zawieraj¹ wy¿sze poziomy stê¿eñ pierwiastków 

œladowych. W celu okreœlenia stopnia zanieczyszczenia 

osadów nale¿y poznaæ naturalny sk³ad chemiczny 

osadów powsta³ych w okresie przed rozwojem przemys³u, 

czyli okreœliæ tzw. t³o geochemiczne. Wyniki 

analiz rdzeni osadów publikowane przez ró¿nych autorów 

wskazuj¹ na wyraŸne podwy¿szenie zawartoœci metali 

w warstwie powierzchniowej osadów (do 10–15 cm) 

w stosunku do warstw le¿¹cych g³êbiej (m.in. Szefer, 

Skwarzec, 1988; Brügman, Lange, 1990; Hallberg, 1991; 

Szefer i in., 1993, 1995, 1998; Paetzel i in., 1994; Szczepañska, 

Uœcinowicz, 1994; Leivuori, Niemistö, 1995; 

Borg, Jonsson, 1996; Neumann i in., 1996; Leivuori, 

1998; Vallius, 1999a, b; Vallius, Leivuori, 1999; Sternbeck 

i in., 2000). 

234 


Wanad w osadach Zatoki Gdañskiej wystêpuje na poziomie 

od 1 do 47 mg/kg (œr. 11,39 mg/kg). Najwiêcej tego 

metalu kumuluje siê w osadach mulisto-ilastych, od 25 

do 47 mg/kg (œr. 34 mg/kg). Najmniejszymi stê¿eniami 

wanadu charakteryzuj¹ siê piaski – od 1 do 16 mg/kg (œr. 

4,57 mg/kg). 

Zwiêkszony dop³yw metali na skutek dzia³alnoœci 

cz³owieka jest czynnikiem wp³ywaj¹cym na podwy¿szenie 

zawartoœci metali w powierzchniowej warstwie osadów. 

Jednak¿e analizuj¹c przestrzenne zró¿nicowanie zawartoœci 

metali w skali ca³ego Morza Ba³tyckiego, w jego 

czêœci po³udniowej czy w Zatoce Gdañskiej nale¿y mieæ 

te¿ na uwadze zró¿nicowanie œrodowiska sedymentacji. 

Nawet je¿eli rozpatrujemy tylko osady mulisto-ilaste, 

w których gromadzi siê najwiêcej metali, to, poza czynnikami 

antropogenicznymi, w tym samym czasie w ró¿nych 

rejonach morza osady mog¹ byæ deponowane w odmiennych 

warunkach redoks i ponadto mog¹ zawieraæ 

frakcje muliste oraz ilaste wystêpuj¹ce w ró¿nych proporcjach 

iloœciowych, przy jednoczeœnie zró¿nicowanej zawartoœci 

materii organicznej. 

Wzbogacenie osadów w metale ciê¿kie i inne sk³adniki 

chemiczne mo¿e byæ spowodowane ich naturalnymi 

cechami geochemicznymi lub oddzia³ywaniem antropogenicznym. 

Oszacowanie stopnia zanieczyszczenia osadów 

mo¿liwe jest przez porównanie zawartoœci danego 

sk³adnika z jego stê¿eniem w warstwie odniesienia, t³em 

geochemicznym. Wyznaczenie po³o¿enia warstwy t³a geochemicznego, 

nieska¿onego wp³ywami antropogenicznymi, 

wymaga uwzglêdnienia wielu czynników naturalnych, 

takich jak: szybkoœæ sedymentacji, zasiêg mieszania 

osadów na skutek bioturbacji i oddzia³ywania pr¹dów 

przydennych, a tak¿e szybkoœæ i zasiêg dyfuzji wód porowych. 

Naturalne procesy akumulacji osadów mog¹ byæ 

zak³ócone przez dzia³alnoœæ ludzk¹: rybo³ówstwo, ¿eglugê, 

inwestycje telekomunikacyjne, ruroci¹gi itp. 

Interpretacja historii akumulacji metali w osadach nie 

jest zadaniem ³atwym. Jest to zjawisko wieloaspektowe, 

ale wydaje siê, ¿e jednym z g³ównych czynników wp³ywaj¹cych 

na koncentracjê metali w osadach s¹ zmiany

warunków redoks spowodowane nap³ywem natlenionych 

wód po okresie stagnacji. Zmiany te, rejestrowane w wodach 

przydennych Morza Ba³tyckiego, s¹ zjawiskiem naturalnym, 

które wystêpuje zarówno wspó³czeœnie, jak 

i wystêpowa³o w przesz³oœci. Ograniczona wymiana wody 

w Morzu Ba³tyckim wraz ze znacznym rozwarstwieniem 

termohalinowym generuje mniej lub bardziej d³ugotrwa³e 

okresy niedoboru tlenu w niektórych basenach 

g³êbokowodnych Ba³tyku. Warunki beztlenowe obserwowane 

s¹ okresowo (od kilku do kilkunastu tygodni) 

równie¿ w p³ytkowodnej czêœci Morza Be³tów poni¿ej 

g³êbokoœci 20 m. W beztlenowych wodach przydennych 

zwiêksza siê koncentracja takich pierwiastków jak Fe(II), 

Mn(II), Cr, As i Co pochodzenia osadowego, natomiast 

obni¿eniu ulegaj¹ poziomy stê¿eñ takich metali jak Cu, 

Cd oraz w mniejszym stopniu Pb i Zn. Nap³yw natlenionej 

i s³onej wody z Morza Pó³nocnego powoduje utlenienie 

Fe(II) i Mn(II) do wodorotlenków Fe(III) i Mn(IV) 

i osiadanie wytr¹conych zwi¹zków kompleksowych na 

powierzchni dna, a wraz z nimi innych metali œladowych 

(Moenke-Blankenburg i in., 1989). 

Wszystkie te naturalne uwarunkowania zmian zawartoœci 

metali nale¿y mieæ na uwadze przy próbach okreœlenia 

t³a geochemicznego, które mo¿e byæ ró¿ne w ró¿nych 

regionach Morza Ba³tyckiego. Osady mulisto-ilaste mog¹ 

przecie¿ osadzaæ siê w ró¿nych regionach Ba³tyku 

w niejednakowych warunkach redoks, a tak¿e mog¹ zawieraæ 

zmienne proporcje iloœciowe frakcji mulistych 

i ilastych, przy jednoczeœnie zró¿nicowanej zawartoœci 

substancji organicznej. Ponadto sk³ad mineralny ska³ i gleb 

na obszarze zlewiska Morza Ba³tyckiego jest zró¿nicowany, 

co tak¿e mo¿e wp³ywaæ na naturalne zawartoœci 

metali w osadach morskich. 

Wartoœci maksymalne stê¿eñ poszczególnych pierwiastków 

œladowych oraz niektórych innych zanieczyszczeñ, 

np. WWA, PCB, w ró¿nych rejonach Morza Ba³tyckiego 

wystêpuj¹ na ró¿nych g³êbokoœciach poni¿ej powierzchni 

dna. Jest to spowodowane dwoma ró¿nymi 

czynnikami. Pierwszy to odmienna historia zanieczyszczenia 

poszczególnych rejonów Morza Ba³tyckiego – ró¿ne 

substancje dop³ywa³y do morza w ró¿nych miejscach 

w ró¿nym czasie, co wynika³o z nierównomiernego rozwoju 

gospodarczego w zlewisku Ba³tyku. Drugim czynnikiem 

jest zró¿nicowane tempo akumulacji osadów. 

Warstwa powierzchniowa wykazuje przewa¿nie nieco 

mniejsze stê¿enia pierwiastków œladowych od wartoœci 

Pierwiastki œladowe w profilu pionowym osadów 

maksymalnych, jednak ci¹gle s¹ one wy¿sze od stê¿eñ typowych 

dla t³a geochemicznego. Przyczyn¹ spadku zawartoœci 

pierwiastków œladowych w warstwie powierzchniowej 

jest redukcja dop³ywu zanieczyszczeñ do Morza 

Ba³tyckiego w ostatnich dekadach. 

Zmiennoœæ zawartoœci arsenu, kadmu, chromu, miedzi, 

rtêci, o³owiu i cynku przedstawiono na figurze 8.9. 

Zró¿nicowanie zawartoœci arsenu w profilu rdzeni 

z g³ównych basenów sedymentacyjnych Morza Ba³tyckiego 

wykazuje ogólne prawid³owoœci znane z literatury. 

WyraŸny wzrost zawartoœci tego pierwiastka we wszystkich 

regionach wystêpuje od ok. 15 cm poni¿ej powierzchni 

dna. Poza stacj¹ 167 (Basen Bornholmski) zawartoœæ 

arsenu w przedziale g³êbokoœci 20–25 cm poni¿ej 

powierzchni dna jest stabilna i jego stê¿enia na tej g³êbokoœci 

pod powierzchni¹ dna mo¿na uznaæ za wartoœci naturalne, 

tzn. powsta³e w epoce przedindustrialnej, i typowe 

dla t³a geochemicznego. Stê¿enia arsenu typowe dla 

t³a geochemicznego osadów Morza Ba³tyckiego zawieraj¹ 

siê w przedziale wartoœci od 5 do 20 mg/kg. Najni¿sze 

wartoœci t³a geochemicznego dla arsenu (

236 


Fig. 8.9. Zmiennoœæ zawartoœci pierwiastków œladowych w profilu pionowym osadów mulisto-ilastych w ró¿nych 

rejonach Morza Ba³tyckiego (wg Perttilä, red., 2003); lokalizacja stacji badawczych na fig. 1.1


Fig. 8.9. cd. 

237

238 


Fig. 8.9. cd.

Zawartoœæ tego metalu wyraŸnie roœnie od g³êbokoœci 

15 cm poni¿ej powierzchni dna w Zatoce Fiñskiej (stacja 

182) i od ok. 10 cm w Basenie Gdañskim (stacja 170). 

Najmniejsze zawartoœci kadmu (

w Zatoce Botnickiej (stacja 193) do 37–56 mg/kg w Zatoce 

Meklemburskiej (stacja 160) i w Basenie Bornholmskim 

(stacja 167), dochodz¹c do 53–64 mg/kg w basenie 

Wschodniogotlandzkim (stacja 171). Poniewa¿ w rejonach 

tych wzrost zawartoœci o³owiu zacz¹³ siê najwczeœniej 

w Zatoce Meklemburskiej i jest zarejestrowany ju¿ od 

poziomu oko³o 20 cm, mo¿na przyj¹æ, ¿e naturalne zawartoœci 

o³owiu w osadach mulistych Morza Ba³tyckiego nie 

przekraczaj¹ 60 mg/kg. W Zatoce Ryskiej, Zatoce Fiñskiej 

i po³udniowej czêœci Morza Botnickiego wystêpuj¹ 

niewielkie zmiany stê¿eñ Pb w profilu pionowym osadów. 

W pozosta³ych rejonach Ba³tyku zaznacza siê mniej lub 

bardziej wyraŸnie wzrost zawartoœci o³owiu ku powierzchni 

dna. Maksymalne zawartoœci o³owiu wystêpuj¹ na podobnym 

poziomie jak rtêci i s¹ mocno zró¿nicowane miêdzy 

poszczególnymi basenami sedymentacyjnymi: Zatoka 

Botnicka – 150 mg/kg (stacja 193), Zatoka Meklemburska 

ko³o Lubeki – 200 mg/kg (stacja 160). 

Zmiany zawartoœci cynku w rdzeniach osadów, obok 

rtêci, najlepiej odzwierciedlaj¹ zarówno regionalne zró¿nicowanie 

historii zanieczyszczenia Morza Ba³tyckiego 

metalami, jak i regionalne ró¿nice w naturalnej zawartoœci 

tego metalu w osadach. W warstwie osadów po³o¿onej 

20–25 cm poni¿ej powierzchni dna zawartoœæ cynku 

w Zatoce Meklemburskiej (stacja 160), basenach Bornholmskim 

i Gdañskim (stacje 167 i 170) oraz w Zatoce 

Botnickiej (stacja 193) wynosi od 91 do 134 mg/kg. Natomiast 

w Zatoce Ryskiej (stacja 174), basenach Wschod- 

240 


nio- (stacja 171) i Zachodniogotlandzkim (stacja 178), 

w Zatoce Fiñskiej (stacja 182) i w po³udniowej czêœci 

Morza Botnickiego (stacja 190) odpowiednie wartoœci 

wynosz¹ od 166 do 200 mg/kg. 

Najbardziej zanieczyszczone cynkiem s¹ osady z basenów 

Zachodnio- (880 mg/kg na poziomie 5–6 cm) i Wschodniogotlandzkiego 

(688–734 mg/kg na poziomie 8–14 cm), 

Zatoki Fiñskiej (467 mg/kg na poziomie 11–12 cm i) oraz 

Zatoki Meklemburskiej ko³o Lubeki (356 mg/kg na poziomie 

7–8 cm ). Podobnie jak w przypadku miedzi i rtêci, 

zawartoœæ cynku w zanieczyszczonych warstwach przypowierzchniowych 

w niektórych rejonach Ba³tyku jest 

mniejsza od wartoœci t³a geochemicznego w innych rejonach. 

Na przyk³ad, stê¿enia Zn w warstwach przypowierzchniowych 

osadów Basenu Gdañskiego i Zatoki 

Ryskiej s¹ na poziomie t³a geochemicznego w basenach 

Wschodnio- i Zachodniogotlandzkim. 

Dok³adniejsze rozpoznanie naturalnych zawartoœci 

metali w osadach mulisto-ilastych po³udniowej czêœci 

Ba³tyku W³aœciwego wykaza³o, ¿e mo¿liwe jest znaczne 

ich zró¿nicowanie wewn¹trz poszczególnych basenów 

sedymentacyjnych. Badania wykonane w latach 1991–1994 

przez Pañstwowy Instytut Geologiczny objê³y polsk¹ 

wy³¹czn¹ strefê ekonomiczn¹ (30 532 km 2 ). Pobrano 

wówczas próbki osadów z 368 stacji badawczych. Dla 

63 próbek osadów mulisto-ilastych z poziomu 18–20 cm 

poni¿ej powierzchni dna oznaczono zawartoœæ metali 

(tab. 8.3). 

Zawartoœci œrednie (licznik) i odchylenie standardowe metali (mianownik) w osadach mulisto-ilastych 

po³udniowego Ba³tyku; warstwa 18–20 cm (roztwarzanie w HNO3 1:1, oznaczenie metod¹ ICP; 

wg Szczepañskiej i Uœcinowicza, 1994, uzupe³nione) 

Region 

(liczba analiz) 


(26) 


(5) 

Basen Gotlandzki 

(10) 

Basen Gdañski 

(22) 

Tabela 8.3 

As Cd Cr Cu Hg Pb Zn 

21, 9 

10, 7 

88 , 

38 , 

14, 4 

68 , 

16, 5 

70 , 

� 10 , 

– 

� 10 , 

– 

� 10 , 

– 

� 10 , 

– 

�� 

�� 

39, 6 

54 , 

52, 7 

11, 8 

60, 5 

14, 4 

[mg/kg] 

39, 2 

46 , 

29, 2 

42 , 

34, 5 

97 , 

37, 1 

111 , 

002 , 

001 , 

003 , 

001 , 

004 , 

006 , 

004 , 

002 , 

43, 6 

11, 4 

36, 4 

62 , 

36, 1 

14, 1 

54, 2 

23, 8 

110, 0 

22, 6 

79, 6 

12, 7 

98, 2 

28, 2 

122, 0 

43, 1

Œrednie zawartoœci metali w warstwie 18–20 cm osadów 

mulisto-ilastych po³udniowego Ba³tyku s¹ zbie¿ne 

z wartoœciami t³a geochemicznego z pozosta³ych rejonów 

morza, omówionych wczeœniej. Odchylenia standardowe 

wskazuj¹ jednak, ¿e zró¿nicowanie naturalnych zawartoœci 

metali w osadach mo¿e byæ nieco wiêksze. Wynikaæ to 

mo¿e m.in. z lokalnego zró¿nicowania sk³adu chemicznego 

osadów dop³ywaj¹cych do danego basenu sedymentacyjnego, 

zmian warunków hydrodynamicznych powoduj¹cych 

ró¿nice w uziarnieniu osadów, jak i warunków hydrochemicznych 

(m.in. zró¿nicowane warunki redoks). 


Badania geochemiczne, szczególnie pod k¹tem zawartoœci 

metali, prowadzone by³y w Basenie Gdañskim w latach 

1993–1994 w ramach projektu holendersko-polskiego 

(Dodatek 2) oraz w latach 1997–1998 w ramach projektu 

polsko-litewsko-holendersko-brytyjskiego (Dodatek 3). 

W obu projektach zmiennoœæ zawartoœci metali w osadach 

rozpatrywano w nawi¹zaniu do zró¿nicowania œrodowisk 

sedymentacji i rozmieszczenia osadów w basenie. 

W Basenie Gdañskim osady mulisto-ilaste wystêpuj¹ 

w trzech œrodowiskach sedymentacji zwi¹zanych ze sta³¹ 

stratyfikacj¹ gêstoœciow¹ wód: powy¿ej piknokliny, 

w obrêbie styku piknokliny z dnem morskim i poni¿ej 

piknokliny. Piknoklina wystêpuje w Basenie Gdañskim 

na g³êbokoœci od ok. 55 do ok. 80 m. Powy¿ej piknokliny, 

na g³êbokoœci od ok. 25 do ok. 55 m, osady mulisto-ilaste 

wystêpuj¹ w Zatoce Puckiej. Wody przydenne w obrêbie 

piknokliny i powy¿ej s¹ na ogó³ dobrze natlenione, a na 

dno mog¹ oddzia³ywaæ fale sztormowe b¹dŸ fale wewnêtrzne. 

W osadach mulisto-ilastych deponowanych 

w tych strefach wystêpuj¹ domieszki frakcji piaszczystych 

(do 20%), ponadto wystêpuj¹ struktury bioturbacyjne 

i powierzchnie erozyjne. Poni¿ej piknokliny w wodach 

przydennych dominuj¹ warunki beztlenowe, a czêsto 

wystêpuje te¿ siarkowodór. Osady mulisto-ilaste wystêpuj¹ce 

poni¿ej piknokliny zawieraj¹ frakcje piaszczyste 

w iloœciach mniejszych ni¿ 1% i do g³êbokoœci 6–14 cm 

poni¿ej powierzchni dna wykazuj¹ laminacjê poziom¹ 

(Uœcinowicz, 1997; Uœcinowicz i in., 1998). 

Poni¿ej przedstawiono pionowe zró¿nicowanie zawartoœci 

metali w osadach mulisto-ilastych Basenu Gdañskiego, 

deponowanych w dwóch odmiennych œrodowiskach 

depozycji (fig. 8.10). Rdzenie 2/97 i 2/98, pobrane 


z g³êbokoœci 55 i 65 m, reprezentuj¹ osady ze strefy, gdzie 

piknoklina styka siê z dnem morskim. Rdzenie 3/97 i 1/98 

pobrano z g³êbokoœci 101,5 i 82 m (Dodatek 3, fig. 1). 

Zmiennoœæ zawartoœci arsenu w profilu pionowym 

rdzenia jest mocno zró¿nicowana, zarówno w zale¿noœci 

od œrodowiska sedymentacji, jak i rejonu basenu. Zawartoœci 

nieprzekraczaj¹ce 15 mg/kg As wystêpuj¹ w osadach 

ze strefy kontaktu piknokliny z dnem morskim 

(rdzenie 2/97, 2/98). W osadach deponowanych poni¿ej 

piknokliny zawartoœæ arsenu na poziomie 4–8 cm poni¿ej 

powierzchni dna dochodzi do 24 mg/kg, jednak¿e w warstwach 

poni¿ej 20 cm nie przekracza 20 mg/kg (rdzenie 

3/97, 1/98). Arsen jest pierwiastkiem wyj¹tkowo czu³ym 

na zmiany warunków redoks i tym najprawdopodobniej 

nale¿y t³umaczyæ znaczne wahania jego zawartoœci w profilu 

pionowym, w tym podwy¿szone wartoœci w dolnych 

czêœciach rdzeni. Niemniej wp³yw zanieczyszczeñ antropogenicznych 

zaznacza siê wyraŸnie. W pó³nocno-wschodniej 

czêœci basenu, niezale¿nie od œrodowiska sedymentacji, 

zaznacza siê wyraŸny wzrost zawartoœci arsenu, poczynaj¹c 

od poziomu 16–18 cm. W po³udniowej czêœci 

Basenu Gdañskiego (rdzenie 2/97, 3/97) wzrost zawartoœci 

As ku powierzchni dna jest mniej wyraŸny, jednak¿e 

maksymalne zawartoœci tego pierwiastka w obu rejonach 

basenu wystêpuj¹ na poziomach od 2 do 8 cm poni¿ej powierzchni 

dna. Równie¿ niezale¿nie od rejonu i œrodowiska 

sedymentacji obserwuje siê spadek koncentracji arsenu 

w warstwie powierzchniowej (0–2 cm), co nale¿y t³umaczyæ 

obni¿eniem dop³ywu tego pierwiastka do Ba³tyku. 

Zawartoœæ As w warstwie powierzchniowej osadów basenu 

nie przekracza 20 mg/kg, tj. wartoœci charakterystycznych 

dla t³a geochemicznego. 

Rozk³ad zawartoœci kadmu w profilu pionowym rdzeni 

wyraŸnie obrazuje historiê zanieczyszczeñ œrodowiska 

tym pierwiastkiem. Dolne czêœci rdzeni zawieraj¹ 

kadm w iloœciach mniejszych ni¿ 0,6 mg/kg i tê wartoœæ 

mo¿na przyj¹æ za typow¹ dla naturalnych stê¿eñ kadmu 

w osadach dennych Basenu Gdañskiego (tab. 8.4) i innych 

regionów Morza Ba³tyckiego. WyraŸny wzrost zawartoœci 

Cd wystêpuje od poziomu 12–14 cm poni¿ej 

powierzchni dna, osi¹gaj¹c 1,6 mg/kg (4–6 cm) w NE 

czêœci basenu i 1,9 mg/kg (2–4 cm) w czêœci po³udniowej. 

Pomimo mniejszych stê¿eñ Cd w warstwie powierzchniowej, 

osady te, zawieraj¹ kadm w iloœciach 

wyraŸnie przekraczaj¹cych wartoœci typowe dla t³a geochemicznego. 

241

242 


Fig. 8.10. Zmiennoœæ zawartoœci pierwiastków œladowych (As, Cd, Cr, Cu, Hg, Pb i Zn) w profilu pionowym 

osadów mulisto-ilastych w Basenie Gdañskim (wg danych projektu MASS; lokalizacja stacji badawczych – 

Dodatek 3, fig. 1)

Przebieg zmian zawartoœci chromu w rdzeniach z Basenu 

Gdañskiego, podobnie jak w innych regionach 

Ba³tyku, ma charakter nieregularny i ma³o zró¿nicowany. 

Zawartoœæ Cr w dolnych segmentach rdzeni wynosi 

od 50 do 93 mg/kg i jest podobna jak w innych regionach 

Ba³tyku. 

Zró¿nicowanie zawartoœci miedzi w dolnych czêœciach 

rdzeni (warstwa 20–30 cm poni¿ej powierzchni 

dna) jest niewielkie i wynosi ok. 20 mg/kg w obszarach 

styku piknokliny z dnem morskim (rdzenie 2/97 i 2/98) 

i 32–37 mg/kg w obszarach po³o¿onych poni¿ej piknokliny 

(rdzenie 3/97 i 1/98). Mo¿na przyj¹æ, ¿e naturalne zawartoœci 

miedzi w osadach mulisto-ilastych Basenu Gdañskiego 

nie przekraczaj¹ 35 mg/kg. Wzrost stê¿eñ miedzi 

zwi¹zany z zanieczyszczeniami jest nieco wiêkszy w czêœci 


Fig. 8.10. cd. 

po³udniowej basenu ni¿ w czêœci pó³nocno-wschodniej, 

ogólnie jednak jest on niewielki. Maksymalne zawartoœci 

miedzi wystêpuj¹ na poziomie od 10–12 cm do 2–4 cm 

i dochodz¹ do 57 mg/kg. Podobnie jak w przypadku innych 

metali, w warstwie powierzchniowej (0–2 cm) obserwuje 

siê nieznaczne obni¿enie stê¿eñ Cu. 

Zró¿nicowanie stê¿eñ rtêci w profilach rdzeni jest bardzo 

wyraŸne. O ile w warstwach po³o¿onych g³êbiej ni¿ 

20 cm poni¿ej powierzchni dna zawartoœæ Hg nie przekracza 

0,05 mg/kg, to od poziomu 12–14 cm wyraŸnie 

wzrasta, przekraczaj¹c zawartoœci naturalne cztero-, a nawet 

szeœciokrotnie. Maksima stê¿eñ rtêci wystêpuj¹ na 

poziomie 10–12 cm w czêœci pó³nocno-wschodniej Basenu 

Gdañskiego (maks. 0,23 mg/kg) i 4–6 cm w czêœci 

po³udniowej (maks. 0,32 mg/kg). 

243

Naturalne zawartoœci o³owiu w osadach mulisto-ilastych 

Basenu Gdañskiego nie przekraczaj¹ 26 mg/kg w obszarach 

styku piknokliny z dnem morskim i 41 mg/kg w obszarach 

poni¿ej piknokliny. Wartoœci t³a geochemicznego 

mog¹ byæ nieco wy¿sze, dochodz¹c lokalnie do 73 mg/kg 

(tab. 8.3, 8.4). Wzrost stê¿eñ Pb spowodowany zanieczyszczeniami 

antropogenicznymi dochodzi w NE czêœci 

basenu do 89 mg/kg, a w czêœci po³udniowej do 93 mg/kg. 

Zawartoœæ cynku w warstwach osadów nieska¿onych 

antropogenicznie nie przekracza 120 mg/kg, miejscami 

mo¿e dochodziæ do 150 mg/kg (tab. 8.3, 8.4). Wzrost stê- 

¿eñ cynku w wy¿szych czêœciach rdzeni, zwi¹zany z zanieczyszczeniami, 

jest wyraŸny, ale podobnie jak w przypadku 

miedzi niewielki. Maksymalne zawartoœci cynku 

dochodz¹ do 228 mg/kg. 

Wyniki analiz osadów z Zatoki Gdañskiej (tab. 8.4; 

Dodatek 2) pokazuj¹ podobne do przedstawionych powy- 

¿ej zale¿noœci rozk³adu pierwiastków œladowych w profilu 

pionowym osadów, jak i zmiennoœci ich stê¿eñ wynikaj¹cego 

z uwarunkowañ œrodowiskowych, g³ównie zró¿- 

244 

Region 

Zatoka Pucka 

(powy¿ej 

piknokliny, 

stacje 14/94, 

15/94, 16/94) 


(w obrêbie 

piknokliny, 

stacje 20/94, 

21/94, 22/94) 


Zawartoœci pierwiastków œladowych w osadach mulisto-ilastych Zatoki Gdañskiej 

(wg Laban i in., 1994; Uœcinowicz i in., 1998; Ebbing i in., 2002) 

Tabela 8.4 

As Ba Cd Co Cr Cu Ni Pb Sr V Zn 

[mg/kg] 

11– 16 328 – 346 096 , – 205 , 8– 9 99 – 133 33 – 51 

8– 11 340 – 365 031 , – 042 , 13 – 14 95 – 107 24 – 31 

11– 16 340 – 359 134 , – 193 , 

7– 17 362 – 392 013 , – 024 , 

9– 10 

9– 12 

75 – 86 

75 – 88 

26 – 38 

19 – 29 

31– 39 

41– 48 

24 – 33 

26 – 34 

58 – 80 

28 – 47 

48 – 72 

35 – 43 

108 – 217 73 – 76 140 – 216 

88 – 103 100 – 117 89 – 125 

105 – 177 

97 – 98 

52 – 68 

73 – 93 

118 – 167 

70 – 96 


(poni¿ej 

piknokliny, 

stacje 23/94, 

24/94, 25/94) 

17 – 22 343 – 394 211 , – 216 , 10 – 13 

13 – 19 394 – 455 021 , – 028 , 12 – 17 

86 – 95 

83 – 102 

56 – 59 

31– 44 

40 – 44 

32 – 44 

102 – 106 93 – 101 

66 – 83 100 – 104 

77 – 96 

84 – 121 

209 – 228 

100 – 151 

W liczniku warstwa 0–2 cm, w mianowniku warstwa 22–24 cm; zawartoœæ ca³kowita – oznaczenie metod¹ XRF, z wyj¹tkiem Cd; 

lokalizacja próbek – Dodatek 2 

nicowanych warunków redoks. Wartoœci t³a geochemicznego 

osadów z Basenu Gdañskiego, ³¹cznie z Zatok¹ 

Gdañsk¹, dla poszczególnych pierwiastków œladowych 

s¹ podobne jak w wielu innych rejonach Morza Ba³tyckiego. 

Na poziomie od 2 do 14 cm poni¿ej powierzchni 

dna wystêpuje bardziej lub mniej wyraŸne wzbogacenie 

osadów w poszczególne pierwiastki œladowe. Wzbogacenia 

te s¹ podobne jak w innych regionach Ba³tyku, a czêsto 

nawet wielokrotnie mniejsze ni¿ w rejonach najbardziej 

zanieczyszczonych. W powierzchniowej warstwie 

osadów nastêpuje obni¿enie zawartoœci wszystkich pierwiastków 

œladowych, zwi¹zane najprawdopodobniej ze 

zmniejszaj¹cym siê zrzutem zanieczyszczeñ do Morza 

Ba³tyckiego. Poza grup¹ pierwiastków, których stê¿enia 

s¹ wyraŸnie podwy¿szone w warstwie przypowierzchniowej 

(Cd, Cu, Hg, Pb, Zn), wystêpuj¹ te¿ pierwiastki 

(Ba, Co, Cr, Ni, V), których stê¿enia w warstwie powierzchniowej 

s¹ najczêœciej ni¿sze ni¿ w warstwach 

le¿¹cych g³êbiej (tab. 8.4).

Dodatek 2 

Dodatek 2 

Geologiczny i geochemiczny monitoring dna Zatoki Gdañskiej 

Jan Ebbing 1 , Cees Laban 2 , Szymon Uœcinowicz 3 

1 TNO Geological Survey of the Netherlands, P.O. Box 80015, 3508 TA Utrecht, the Netherlands, 

jan.ebbing@tno.nl; 2 Marine Geological Advice, P.O. Box 56, 1950 AB Velsen-Noord, the Netherlands, 

cees.laban@marinegeologicaladvice.nl; 3 Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut Badawczy, 

Oddzia³ Geologii Morza, ul. Koœcierska 5, 80-328 Gdañsk, szymon.uscinowicz@pgi.gov.pl 

Wspólny projekt badawczy Holenderskiej 

S³u¿by Geologicznej (TNO-GSN) 

i Pañstwowego Instytutu Geologicznego-Pañstwowego 

Instytutu Badawczego 

(PIG-PIB) pt. „Geologiczny i geochemiczny 

monitoring dna Zatoki Gdañskiej” by³ 

zrealizowany w latach 1993–1994. Zamierzeniem 

projektu by³a identyfikacja i opis 

zanieczyszczonych obszarów dna, tzw. hot 

spots, oraz stworzenie bazy danych potrzebnej 

do modelowania. Szczególn¹ 

uwagê zwrócono na œrodowisko sedymentacji 

i jego wp³yw na akumulacjê zanieczyszczeñ 

w osadach dennych. Wa¿nym 

aspektem by³a naukowa i technologiczna 

wymiana pomiêdzy uczestnikami projektu. 

Na podstawie istniej¹cych map osadów 

dennych oraz dostêpnych danych 

geochemicznych wybrano 25 miejsc poboru 

próbek ró¿ni¹cych siê pod wzglêdem 

sk³adu granulometrycznego i warunków 

œrodowiska sedymentacji oraz 

Fig. 1. Lokalizacja poboru próbek oraz usytuowanie profili 

sonarowych i sejsmoakustycznych 

245

Fig. 2. Przyk³ad zapisu sonarowego pola megaripplemarków 

w obszarze osadów piaszczystych (g³êb. 15 m); 

widoczne dwie generacje fal piaskowych, wiêksze o d³ugoœci 

grzbietów 30–60 m, rozstêpie ok. 20–30 m i orientacji 

W–E, mniejsze o d³ugoœci grzbietów 25–50 m, rozstêpie 

ok. 2,5–3,0 m i orientacji N–S 

bêd¹cych prawdopodobnymi obszarami wystêpowania 

podwy¿szonych koncentracji zanieczyszczeñ. 

W obszarach tych przeprowadzono profilowanie sonarowe 

i sejsmoakustyczne (fig. 1, 2). 

Na ka¿dej stacji pobrano próbkê osadów o nienaruszonej 

strukturze za pomoc¹ sondy typu box-corer. 

Przeciêtna d³ugoœæ pobranych rdzeni wynosi³a 0,30 m, 

maksymalna – 0,44 m, minimalna – 0,15 m. Box-corer 

246 


zosta³ u¿yty na wszystkich 25 stacjach oraz w obu rodzajach 

dna – piaszczystym i mulistym (fig. 3). Z ka¿dego 

rdzenia pobrano próbki do analiz zawartoœci 

sk³adników organicznych i nieorganicznych oraz wykonano 

zdjêcia rentgenowskie. 

Pierwiastki g³ówne i œladowe (Cr, Cu, Ni, Pb, Zn 

i inne) oznaczono metod¹ XRF w aparacie ARL 8410 

w laboratorium TNO-GSN. W celu kalibracji u¿yto 

miêdzynarodowych próbek standardowych. Ca³kowity 

ekstrahowany Cd oznaczono za pomoc¹ Sintrex 

AAZ 2 AAS. 

Wa¿n¹ cech¹ Morza Ba³tyckiego jest termohalinowa 

stratyfikacja wody. Piknoklina w Zatoce Gdañskiej 

wystêpuje na g³êbokoœci ok. 55–70 m. Powy¿ej 

piknokliny przewa¿aj¹ piaski. Procesy dynamiczne 

zachodz¹ce w warstwie wody powy¿ej piknokliny 

uniemo¿liwiaj¹ sta³¹ depozycjê frakcji mulistej i ilastej 

w tym obszarze. Jedynie w Zatoce Puckiej, os³oniêtej 

przez Pó³wysep Helski, oraz naprzeciwko ujœcia 

Wis³y mu³y i mu³y piaszczyste wystêpuj¹ powy¿ej 

piknokliny. Na g³êbokoœciach, gdzie na dno oddzia- 

³uj¹ fale sztormowe i pr¹dy, osady piaszczyste s¹ czêsto 

redeponowane. W wiêkszoœci rdzeni pobranych 

powy¿ej piknokliny wystêpowa³y powierzchnie erozyjne 

i bioturbacje (fig. 4). 

Fig. 3. Pobór próbek osadów z dna morskiego sond¹ typu 

box-corer; z lewej sonda z pobranym osadem, z prawej – 

górna czêœæ próbki z widocznymi ripplemarkami falowymi

Zmiennoœæ stê¿enia tlenu jest œciœle powi¹zana ze 

stratyfikacj¹ wód. W strefie, w której piknoklina styka 

siê z dnem morskim, mu³y i mu³y piaszczyste stanowi¹ 

osad dominuj¹cy. Natomiast poni¿ej piknokliny 

Dodatek 2 

Fig. 4. Zdjêcia rentgenowskie struktur sedymentacyjnych z p³ytkowodnego œrodowiska sedymentacyjnego 

Zatoki Gdañskiej 

02/94 – liczne bioturbacje w piaszczysto-mulistych osadach na przedpolu ujœcia Wis³y; 08/94 – piaski ze strukturami bioturbacyjnymi i œladami 

oddzia³ywania fal (zmarszczka falowa na powierzchni); 16/94 – struktury bioturbacyjne i powierzchnie erozyjne w mu³ach Zatoki Puckiej 

wystêpuj¹ jedynie osady mulisto-ilaste. Powy¿ej i w warstwie 

piknokliny nasycenie tlenem waha siê od 100% 

w warstwie powierzchniowej do 70% w g³êbszych 

warstwach. Poni¿ej piknokliny nasycenie tlenem jest 

mniejsze ni¿ 20%, a w warstwie przydennej wystêpuj¹ 

okresowo warunki beztlenowe. W osadach mulisto- 

-ilastych wystêpuj¹cych w obrêbie styku piknokliny 

z dnem wystêpuj¹ poziomy erozyjne. Natomiast poni¿ej 

piknokliny, z powodu braku tlenu, nie wystêpuj¹ œlady 

bioturbacji, a osady s¹ laminowane (fig. 5). 

Fig. 5. Zdjêcia rentgenowskie struktur sedymentacyjnych 

z g³êbokowodnego œrodowiska sedymentacyjnego 

Zatoki Gdañskiej 

22/94 – osady mulisto-ilaste zdeponowane w strefie kontaktu piknokliny 

z dnem morskim, w górnej czêœci bioturbacje spowodowane przez ma³¿e 

Macoma sp., w dolnej czêœci powierzchnie erozyjne; 24/94 – osady mulisto-ilaste 

zdeponowane poni¿ej piknokliny, w górnej czêœci osady laminowane, 

w dolnej – osady homogeniczne 

247

Wyznaczenie wartoœci t³a geochemicznego dla osadów 

piaszczystych jest bardzo z³o¿one. W strefie przybrze¿nej 

piaski s¹ poddawane sta³ej dzia³alnoœci falowania. 

Dlatego te¿ wybór próbek reprezentatywnych 

do okreœlenia t³a geochemicznego dla piasków strefy 

p³ytkowodnej jest trudny. Warstwa powierzchniowa 

osadów mulistych czêœciowo os³oniêtego rejonu Zatoki 

Puckiej i Zatoki Gdañskiej jest wzbogacona we 

wszystkie pierwiastki, z wyj¹tkiem chromu i niklu. 

Wskazuje to na zanieczyszczenie antropogeniczne miedzi¹, 

o³owiem i cynkiem w obu zatokach, a w przypadku 

kadmu – jedynie w Zatoce Puckiej. Wartoœci t³a dla 

o³owiu i innych metali s¹ podobne w osadach Zatoki 

Puckiej i Zatoki Gdañskiej, zdeponowanych w natlenionym 

œrodowisku (w warstwie piknokliny). Wartoœci 

t³a w próbkach pochodz¹cych ze œrodowiska beztlenowego 

osi¹gaj¹ stê¿enia dwa razy wiêksze. Mo¿e 

to byæ jedynie czêœciowo wyt³umaczone ró¿nicami 

w rozk³adzie wielkoœci ziarna. Najbardziej istotnym 

czynnikiem odpowiadaj¹cym za te ró¿nice jest wystêpowanie 

ró¿nych warunków redoks. Szczególna sytu- 

248 


Fig. 6. Zawartoœæ o³owiu w próbkach osadów powierzchniowych oraz wartoœci t³a geochemicznego 

dla ró¿nych œrodowisk sedymentacyjnych Zatoki Gdañskiej 

2/94, 4/94 – piaski muliste naprzeciwko ujœcia Wis³y; 8/94, 10/04 – obszar depozycji piaszczystej w strefie p³ytkowodnej; 15/94, 16/94 – mu³y 

zdeponowane powy¿ej piknokliny w Zatoce Puckiej; 20/94, 22/94 – mu³y zdeponowane w strefie kontaktu piknokliny z dnem morskim; 24/94, 

25/94 – mu³y zdeponowane powy¿ej piknokliny. Wartoœci t³a geochemicznego wyznaczono dla mu³ów z Zatoki Puckiej i Zatoki Gdañskiej. 

acja ma miejsce u ujœcia Wis³y, gdzie stê¿enia metali 

ciê¿kich w warstwie powierzchniowej s¹ ni¿sze ni¿ 

w warstwach le¿¹cych g³êbiej (fig. 6). Ta sprzecznoœæ 

jest spowodowana du¿ym tempem sedymentacji 

w tym rejonie. Wysokie stê¿enia metali w dolnych 

czêœciach rdzeni pobranych naprzeciwko ujœcia 

Wis³y odzwierciedlaj¹ najprawdopodobniej du¿e zanieczyszczenie 

wód Wis³y w latach 1950–1980. Rezultatem 

prowadzonych badañ jest równie¿ zlokalizowanie 

pogrzebanych hot spots, szczególnie w okolicy 

ujœcia Wis³y i w obszarze depozycji mu³ów w Zatoce 

Puckiej (Laban i in., 1994). 

Literatura 

LABAN C., EBBING J., UŒCINOWICZ Sz., SZCZEPAÑ- 

SKA T., ZACHOWICZ J., 1994 — Preinvestment analysis 

for remediation of Gulf of Gdañsk – Geological and 

geochemical monitoring of Gulf of Gdañsk area. Archives 

TNO-GSN Utrecht and OGM PIG-PIB, Gdañsk.

Dodatek 3 

Dodatek 3 

Projekt MASS – Ocena i monitoring œrodowiska morskiego 

Basenu Gdañskiego 

Szymon Uœcinowicz 1 , John Ridgway 2 , Cees Laban 3 

1 Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut Badawczy, Oddzia³ Geologii Morza, ul. Koœcierska 5, 

80-328 Gdañsk, szymon.uscinowicz@pgi.gov.pl; 2 British Geological Survey, Kingsley Dunham Centre, 

Keyworth, Nottingham, United Kingdom, john.ridgway@btopenworld.com; 3 Marine Geological Advice, 

P.O. Box 56, 1950 AB Velsen-Noord, the Netherlands, cees.laban@marinegeologicaladvice.nl 

Projekt MASS – Marine Environmental 

Assessment and Monitoring of Gdañsk Basin, 

zrzeszaj¹cy Litwê, Polskê, Holandiê 

i Wielk¹ Brytaniê, by³ prowadzony w latach 

1997–1998 w ramach programu INCO-Copernicus. 

Wspólne badania w polskiej i litewskiej 

czêœci Basenu Gdañskiego zmierza³y 

do sprawdzenia i doskonalenia technik 

i kryteriów wyboru stacji badawczych, 

technik poboru próbek oraz badañ laboratoryjnych. 

W polskiej czêœci Basenu Gdañskiego 

rdzenie osadów zosta³y pobrane z trzech stacji, 

zlokalizowanych na podstawie profilu 

sejsmicznego i sonarowego o d³ugoœci ok. 

50 km (fig. 1). W punkcie pierwszym, po- 

³o¿onym najbli¿ej brzegu, pobrano dwa rdzenie 

osadów piaszczystych przy u¿yciu próbnika 

Oscor. W punkcie drugim i trzecim (poruszaj¹c 

siê w kierunku morza) pobrano po dwa 

rdzenie osadów mulistych za pomoc¹ sondy 

Niemistö. W czêœci litewskiej przed wyborem 

trzech miejsc poboru rdzeni wykonano Fig. 1. Lokalizacja stacji badawczych 

249

profilowanie sejsmiczne i sonarowe wzd³u¿ profilu 

o d³ugoœci 70 km. Na ka¿dej z dwóch stacji g³êbokowodnych 

sond¹ Niemistö pobrano po piêæ rdzeni osadów 

mulistych. W trzecim, przybrze¿nym punkcie pobrano 

5 rdzeni osadów piaszczystych za pomoc¹ próbnika 

typu box-corer. Odleg³oœæ miêdzy kolejnymi 

rdzeniami pobieranymi na ka¿dej ze stacji wynosi³a 

100–200 m. Rdzenie pociêto w plastry o gruboœci 2 cm 

i zamro¿ono w temperaturze –20°C na pok³adzie statku. 

Ka¿da próbka zosta³a podzielona na dwie czêœci 

i poddana analizom w Centralnym Laboratorium Chemicznym 

Pañstwowego Instytutu Geologicznego (PIG). 

Czêœæ materia³u by³a równie¿ analizowana w laboratorium 

Brytyjskiej S³u¿by Geologicznej (BGS) w celu 

porównania wyników. Oznaczenie Al, As, Cd, Cr, Cu, 

Fe, Li, Ni, Pb, Zn i P przeprowadzono przy zastosowaniu 

spektroskopii emisyjnej ze wzbudzeniem plazmo- 

250 


Fig. 2. Korelacja wyników z laboratoriów BGS i PIG 

wym (ICP-AES) po uprzedniej mineralizacji przy u¿yciu 

HF, HNO3 i HClO4. Stê¿enie rtêci oznaczono metod¹ 

atomowej spektrometrii absorpcyjnej z technik¹ 

zimnych par (AAS), ca³kowity wêgiel organiczny 

(TOC) – metod¹ kulometryczn¹. 

Wyniki badañ obydwu laboratoriów porównano 

statystycznie. Otrzymano wysokie wspó³czynniki korelacji, 

z ma³ym odchyleniem standardowym od krzywej 

regresji (fig. 2). Porównanie wyników zosta³o 

przeprowadzone równie¿ dla próbek z poziomu 

0–2 cm, pochodz¹cych z piêciu rdzeni pobranych na 

jednej stacji badawczej w celu oceny zmiennoœci pomiêdzy 

kolejnymi rdzeniami (fig. 3). 

Wyniki porównañ miêdzylaboratoryjnych pozwoli³y 

oszacowaæ dok³adnoœæ oznaczeñ analitycznych 

oraz wielkoœæ zmian zawartoœci metali, fosforu i wêgla 

organicznego w obrêbie jednej stacji badawczej 

Fig. 3. Porównanie wyników z laboratoriów BGS i PIG dla warstwy osadów 0–2 cm z piêciu rdzeni 

pobranych na stacji badawczej 1/98 (1N–5N – numery rdzeni)

2 rdzenie na 1 stacji badawczej 

5 rdzeni na 1 stacji 

Próbka 

Dodatek 3 

Wartoœci maksymalnych ró¿nic pomiêdzy wynikami analiz osadów z jednej stacji badawczej 

Fig. 4. Zmiennoœæ stê¿eñ cynku w osadach ze stacji badawczych 1/98 i 3/97 

Tabela 1 

Al Fe P As Cd Cr Cu Hg Li Ni Pb Zn TOC 

[%] 

[%] [mg/kg] 

1/97 0–2 0,13 0,04 0,001

(w promieniu ok. 200 m). Maksymalny b³¹d analityczny 

oszacowano na: As ~4 mg/kg, Cd ~0,5 mg/kg, 

Cr ~5 mg/kg, Cu ~4 mg/kg, Hg ~0,06 mg/kg, 

Ni ~8 mg/kg, Pb ~8 mg/kg, Zn ~10 mg/kg (tab. 1). 

Zmiany zawartoœci sk³adników chemicznych w obrêbie 

jednej stacji badawczej sprawdzono przez porównanie 

stê¿enia metali na ró¿nej g³êbokoœci w kolejnych 

rdzeniach pobranych na tej samej stacji badawczej 

(fig. 4). Wykazano, ¿e ró¿nice pomiêdzy kolejnymi 

rdzeniami z tej samej stacji badawczej s¹ mniejsze 

w dolnych czêœciach rdzeni ni¿ w warstwie powierzchniowej. 

Ró¿nice w zawartoœci metali w warstwie 

powierzchniowej (0–2 cm) mog¹ reprezentowaæ rzeczywiste 

zmiany zawartoœci metali na ma³ej przestrzeni 

(w obrêbie jednej stacji badawczej) lub mog¹ byæ 

spowodowane technik¹ pobierania rdzeni. Tylko w kilku 

przypadkach ró¿nice pomiêdzy zawartoœci¹ metali 

w rdzeniach osadów z jednej stacji badawczej by³y 

wiêksze ni¿ szacowany b³¹d analityczny (tab. 1). 

8.3. Znormalizowane wartoœci pierwiastków œladowych 

w osadach powierzchniowych 

Pierwiastki œladowe, takie jak arsen, kadm, chrom, 

miedŸ, rtêæ, o³ów i cynk, uznawane s¹ za szczególnie niebezpieczne 

dla œrodowiska morskiego z uwagi na rolê, 

jak¹ pe³ni¹ w procesach biochemicznych. Wiedza o rejonach, 

w których zawartoœæ toksycznych sk³adników chemicznych 

jest wiêksza od t³a geochemicznego, pozwala 

zaplanowaæ i przedsiêwzi¹æ stosowne dzia³ania ochronne 

i zapobiegawcze. Normalizacja zawartoœci metali œladowych 

umo¿liwia identyfikacjê tych obszarów badanego 

dna, w których akumulowane s¹ zwiêkszone iloœci sk³adników 

chemicznych pochodzenia antropogenicznego, bez 

wzglêdu na rodzaj uziarnienia materia³u osadowego. Mapy 

izoliniowe znormalizowanych wartoœci pierwiastków 

œladowych mog¹ byæ pomocne przy identyfikacji Ÿróde³ 

dop³ywu ska¿eñ do ekosystemów morskich. 

Dla obszaru po³udniowego Ba³tyku dobrym przyk³adem 

jest mapa zawartoœci cynku znormalizowanych 

wzglêdem ¿elaza (Zn/Fe) (fig. 8.11). Obszary o wzglêd- 

252 


Stwierdzono, ¿e stê¿enie metali w osadach mulistych 

wzrasta, prawdopodobnie z powodu zanieczyszczenia, 

od g³êbokoœci pomiêdzy 10 a 16 cm, ale model 

zmian jest ró¿ny pod wzglêdem szczegó³ów dla ka¿dego 

rdzenia i œrodowiska sedymentacyjnego (przyk³ady 

przedstawiono na fig. 8.10). We wszystkich analizowanych 

rdzeniach osadów mulistych w górnej dwucentymetrowej 

warstwie stê¿enia metali s¹ mniejsze 

od wartoœci maksymalnych wystêpuj¹cych poni¿ej. 

Wynika to z rzeczywistego obni¿enia stê¿eñ metali. 

Pó³nocna czêœæ Basenu Gdañskiego (sektor litewski) 

wydaje siê byæ mniej zanieczyszczona metalami ni¿ 

czêœæ po³udniowa (sektor polski). Na wiêksze zanieczyszczenie 

wód w sektorze polskim mog¹ mieæ 

wp³yw wody Wis³y, która uchodzi bezpoœrednio do 

Zatoki Gdañskiej, podczas gdy wody Niemna w sektorze 

litewskim sp³ywaj¹ do pó³nocnej czêœci Basenu 

Gdañskiego przez Zalew Kuroñski, który mo¿e spe³niaæ 

rolê zbiornika gromadz¹cego zanieczyszczenia. 

nie podwy¿szonej zawartoœci cynku znajduj¹ siê w obrêbie 

Zatoki Pomorskiej oraz na przedpolu ujœcia Wis³y. 

Lokalizacja ta nasuwa przypuszczenie, ¿e g³ówn¹ przyczyn¹ 

wzbogacenia osadów cynkiem s¹ zanieczyszczenia 

dostarczane Odr¹ i Wis³¹. W Basenie Bornholmskim, 

przy pó³nocnej granicy polskiej strefy ekonomicznej, dostrzec 

mo¿na niewielki, ale najbardziej zanieczyszczony 

obszar. Wydaje siê, ¿e jedn¹ z g³ównych przyczyn tego 

lokalnego ska¿enia mo¿e byæ znajduj¹ce siê w pobli¿u 

sk³adowisko amunicji zatopionej po II wojnie œwiatowej. 

Znacznie wiêksze zagêszczenie stacji poboru próbek 

osadów dennych w Zatoce Gdañskiej sprawia, ¿e mapy 

izoliniowe znormalizowanych wartoœci pierwiastków œladowych 

znacznie precyzyjniej wskazuj¹ na obszary zagro¿one 

zanieczyszczeniami, jak i na Ÿród³a zanieczyszczeñ 

(fig. 8.12). 

As/Fe. Powierzchniowe rozmieszczenie znormalizowanych 

wartoœci arsenu wskazuje, ¿e g³ówne Ÿród³a

Znormalizowane wartoœci pierwiastków œladowych w osadach powierzchniowych 

Fig. 8.11. Zawartoœci cynku znormalizowane wzglêdem ¿elaza (Zn/Fe) w osadach powierzchniowych po³udniowego 

Ba³tyku (na podstawie danych do Atlasu geochemicznego po³udniowego Ba³tyku, Szczepañska, Uœcinowicz, 1994) 

dop³ywu tego pierwiastka do Zatoki Gdañskiej i Zatoki 

Puckiej znajduj¹ siê w zachodniej czêœci Zatoki Puckiej, 

wzd³u¿ Pó³wyspu Helskiego, pomiêdzy W³adys³awowem 

a Helem. Szczególnie wyraŸnie rysuje siê wp³yw portów 

rybackich w KuŸnicy i Jastarni. 

Cd/Fe. Kadm wystêpuj¹cy w nadmiarze jest jednym 

z najniebezpieczniejszych pierwiastków dla ekosystemu. 

Podwy¿szone wartoœci Cd/Fe znajduj¹ siê, podobnie jak 

As/Fe, g³ównie w pó³nocno-zachodniej czêœci Zatoki Puckiej, 

na obszarze pomiêdzy W³adys³awowem a Helem. 

Cr/Fe. Chrom dostaje siê do Zatoki Puckiej g³ównie 

z dorzecza Redy. Ponadto nieznacznie podwy¿szone 

wartoœci Cr/Fe stwierdzono na po³udniowy zachód od 

KuŸnicy na Pó³wyspie Helskim oraz w Zatoce Puckiej – 

miêdzy Oksywiem a Helem. 

Cu/Fe. MiedŸ dop³ywa do Zatoki Gdañskiej oraz Zatoki 

Puckiej z kilku Ÿróde³. Najwy¿sze wartoœci Cu/Fe 

wystêpuj¹ przy Pó³wyspie Helskim, w okolicy Cha³up 

i Jastarni. Podwy¿szone wartoœci uwidaczniaj¹ siê równie¿ 

w rejonie Sobieszewa, na zachód od ujœcia Wis³y 

Œmia³ej. Zagro¿one zanieczyszczeniem miedzi¹ s¹ równie¿ 

obszary dna w Zatoce Puckiej, od portu w Gdyni 

w kierunku Jastarni (na Pó³wyspie Helskim), oraz osady 

muliste w centralnej czêœci Zatoki Gdañskiej. 

Hg/Fe. Rtêæ, obok kadmu, jest jednym z najbardziej 

szkodliwych sk³adników chemicznych. Podwy¿szone zawartoœci 

Hg/Fe koncentruj¹ siê g³ównie w Zalewie Puckim, 

w okolicach Cha³up, a tak¿e w Zatoce Puckiej na 

pó³noc i pó³nocny wschód od portu w Gdyni – pomiêdzy 

Oksywiem a Jastarni¹ oraz w pobli¿u Cypla Or³owskiego. 

Nieznacznie podwy¿szone wartoœci Hg/Fe wystêpuj¹ 

równie¿ przy ujœciu Wis³y i lokalnie na niewielkich obszarach 

dna po³udniowej czêœci Zatoki Gdañskiej. 

Pb/Fe. Najwy¿sze wartoœci Pb/Fe zlokalizowane s¹ ok. 

6 km na pó³nocny wschód od portu w Gdyni. Du¿e wartoœci 

Pb/Fe koncentruj¹ siê równie¿ w rejonie Jastarni na 

Pó³wyspie Helskim oraz przy ujœciu Wis³y Œmia³ej. Prawdopodobnym 

Ÿród³em zanieczyszczeñ s¹ porty w Gdyni 

i Jastarnii. Szczególnie ciekawy jest przypadek ujœcia Wis³y 

Œmia³ej. W latach 1840–1895 by³o to g³ówne ujœcie Wis³y. 

253

Utworzy³ siê wówczas du¿y sto¿ek ujœciowy. Podwy¿szone 

wartoœci wskaŸnika Pb/Fe w osadach sto¿ka ujœciowego 

Wis³y Œmia³ej zdaj¹ siê sugerowaæ, ¿e ówczesne osady 

Wis³y by³y zanieczyszczone o³owiem. Rozmywane obec- 

254 


Fig. 8.12. Zawartoœci pierwiastków œladowych znormalizowane wzglêdem ¿elaza w osadach powierzchniowych 

Zatoki Gdañskiej (Uœcinowicz i in., 2008) 

nie osady tego sto¿ka ujœciowego mog¹ byæ wtórnym 

Ÿród³em o³owiu w ekosystemie Zatoki Gdañskiej. 

Zn/Fe. Podwy¿szone wskaŸniki Zn/Fe w rejonie KuŸnicy 

i Jastarni na Pó³wyspie Helskim wskazuj¹ na porty

Znormalizowane wartoœci pierwiastków œladowych w osadach powierzchniowych 

rybackie jako Ÿród³o cynku. Natomiast Ÿród³em wiêkszych 

zawartoœci cynku w rejonie na wschód od Mechelinek 

i Cypla Rewskiego s¹ najprawdopodobniej œcieki ko- 

Fig. 8.12. cd. 

munalne Gdyni, odprowadzane w tym rejonie kolektorem 

do zatoki. Podwy¿szone wartoœci Zn/Fe zanotowano 

równie¿ w ujœciu Wis³y w Zatoce Gdañskiej. 

255

256 

Dodatek 4 


Normalizacja danych geochemicznych 

Szymon Uœcinowicz 1 , Piotr Szefer 2 , Krzysztof Soko³owski 1 

1 Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut Badawczy, Oddzia³ Geologii Morza, ul. Koœcierska 5, 

80-328 Gdañsk, szymon.uscinowicz@pgi.gov.pl; krzysztof.sokolowski@pgi.gov.pl; 2 Gdañski Uniwersytet 

Medyczny, Wydzia³ Farmaceutyczny, al. Gen. J. Hallera 107, 80-416 Gdañsk, pszef@gumed.edu.pl 

Zawartoœæ pierwiastków œladowych (metali) w osadach, 

zarówno pochodz¹cych ze Ÿróde³ naturalnych, jak 

i zanieczyszczeñ antropogenicznych, zale¿y przede 

wszystkim od uziarnienia osadów (fig. 1). Osady drobnoziarniste, 

mu³y i i³y zawieraj¹ znacznie wiêcej metali 

ni¿ piaski, gdy¿ metale wi¹zane s¹ g³ównie przez minera³y 

ilaste i substancjê organiczn¹, a tak¿e przez wodorotlenki 

¿elaza i manganu. Zwiêkszona zawartoœæ 

frakcji piaszczystej (>0,063 mm) wp³ywa na zmniejszenie 

bezwzglêdnej zawartoœci metali w ca³ej próbce. 

Chc¹c porównywaæ stê¿enia metali w osadach o ró¿nym 

uziarnieniu, szczególnie gdy zale¿y nam na zlokali- 

Fig. 1. Zale¿noœæ zawartoœci cynku od zawartoœci 

frakcji 0,063 mm). Jednak¿e sposób ten, aczkolwiek prosty 

w wykonaniu, jest skuteczny tylko w przypadku osadów 

piaszczysto-mulistych. W przypadku piasków zawartoœæ 

frakcji drobniejszych od 0,063 mm jest czêsto 

bardzo ma³a, wiêc trudno uzyskaæ odpowiedni¹ iloœæ materia³u. 

W przypadku osadów mulisto-ilastych zawartoœæ 

frakcji piaszczystych jest tak znikoma, ¿e praktycznie nie 

wp³ywa na wyniki analiz. Stosowane czasem wydzielanie 

z próbek osadów frakcji drobniejszych od np. 0,016 

czy 0,004 mm metodami sedymentacyjnymi jest pracoch³onne. 

Dlatego te¿ powszechnie stosuje siê procedury 

normalizacji poprzez odniesienie ca³kowitej zawartoœci 

danego pierwiastka w próbce nierozdzielonej na frakcje 

do sk³adnika odniesienia, którego ca³kowita zawartoœæ w 

osadzie nie jest zwi¹zana z wp³ywem zanieczyszczeñ antropogenicznych. 

Normalizacja pozwala porównaæ próbki 

o ró¿nym uziarnieniu i uchwyciæ antropogeniczny 

wp³yw na zawartoœæ sk³adników chemicznych. 

Jako czynniki normalizuj¹ce stosowane s¹ takie pierwiastki, 

jak glin, ¿elazo, lit, skand, cez. Zawartoœæ tych

Dodatek 4 

pierwiastków jest dobrze skorelowana z uziarnieniem 

osadów oraz z obecnoœci¹ minera³ów ilastych i glinokrzemianów. 

Taka idea normalizacji opiera siê na za³o- 

¿eniu, ¿e obecnoœæ sk³adnika normalizuj¹cego jest wynikiem 

wy³¹cznie procesów naturalnych oraz ¿e w osadach 

naturalnych mamy do czynienia z liniow¹ zale¿noœci¹ 

miêdzy zawartoœci¹ oznaczanego pierwiastka a zawartoœci¹ 

czynnika normalizuj¹cego (fig. 2). 

Metale wystêpuj¹ w osadach w ró¿nych formach 

chemicznych, bardziej lub mniej mobilnych, a tym samym 

³atwiej b¹dŸ trudniej wchodz¹cych w reakcje biogeochemiczne. 

W zale¿noœci od celu badañ stosuje siê 

ró¿ne metody analityczne. Mo¿na oznaczaæ b¹dŸ ca³kowit¹ 

zawartoœæ metali w osadzie, b¹dŸ jedn¹ z jego 

form. Jednak¿e poszczególne metale zachowuj¹ siê odmiennie, 

zale¿nie od zastosowanej techniki ich ekstrakcji 

z materia³u osadowego (fig. 3). 

W przypadku stosowania roztwarzania czêœciowego 

glin podlega ekstrakcji w znacznie mniejszym stopniu 

ni¿ ¿elazo. Równie¿ w przypadku ekstrakcji za pomoc¹ 

kwasu azotowego, skand i lit podlegaj¹ efektywniejszemu 

³ugowaniu ni¿ glin. Glin uwalniany jest 

Fig. 2. Zale¿noœæ zawartoœci cynku od zawartoœci ¿elaza 

(przyk³ad z zachodniej czêœci Zatoki Gdañskiej) 

w 67%, skand w 76%, lit w 80,5%, a ¿elazo a¿ w 92%. 

W zwi¹zku z powy¿szym, tak¿e efektywnoœæ procedury 

normalizacji bêdzie ró¿na przy zastosowaniu ró¿nych 

normalizatorów. 

Wyniki znormalizowanych zawartoœci metali wzglêdem 

¿elaza, skandu i litu dobrze koreluj¹ ze sob¹ bez 

wzglêdu na sposób roztwarzania osadu. Normalizacja 

Fig. 3. Porównanie wyników oznaczeñ metali w próbce mu³u z Zatoki Gdañskiej w zale¿noœci od sposobu ekstrakcji: 

a – roztwarzanie ca³kowite (mieszanina HF, HNO3, HClO4), b – roztwarzanie czêœciowe (HNO3 1:1) 

257

wzglêdem glinu nie daje zadowalaj¹cej wartoœci 

wspó³czynnika korelacji fig. 4, tab. 1). 

Porównanie ró¿nych metod normalizacji wyników 

analiz zawartoœci pierwiastków œladowych w osadach 

dennych Zatoki Gdañskiej wskazuje, ¿e w tym przypadku 

najlepszym normalizatorem jest ¿elazo. Wyniki te z 

du¿ym prawdopodobieñstwem mo¿na rozci¹gn¹æ na 

ca³e Morze Ba³tyckie. Rezultaty porównañ ró¿nych me- 

258 


Fig. 4. Porównanie korelacji zawartoœci o³owiu znormalizowanych wzglêdem Al i Fe dla próbek osadów dennych 

z Zatoki Gdañskiej (ca³kowite i czêœciowe roztwarzanie osadów) 

Tabela 1 

Wspó³czynniki korelacji zawartoœci As, Ni, Pb, Zn znormalizowanych 

wzglêdem Al, Sc, Li, Fe w próbkach osadów 

z Zatoki Gdañskiej roztwarzanych ca³kowicie w mieszaninie 

kwasów HF, HNO3, HClO4 i roztwarzanych czêœciowo 

w HNO3 1:1 

As/Al = 0,11 As/Sc = 0,94 As/Li = 0,85 As/Fe = 0,96 

Ni/Al = –0,12 Ni/Sc = 0,32 Ni/Li = 0,29 Ni/Fe = 0,90 

Pb/Al = 0,45 Pb/Sc = 0,89 Pb/Li = 0,69 Pb/Fe = 0,95 

Zn/Al = 0,66 Zn/Sc = 0,87 Zn/Li = 0,86 Zn/Fe = 0,99 

tod normalizacji zdaj¹ siê potwierdzaæ wczeœniejsze 

opinie (Böstrom i in., 1978; Loring, 1978, 1979; Loring, 

Rantala, 1992), ¿e glin nie jest efektywnym normalizatorem 

w obszarach, gdzie osady pochodz¹ z wielokrotnego 

przerobienia produktów wietrzenia ska³ magmowych, 

najpierw w procesie erozji lodowcowej, a nastêpnie 

w procesie morskiej erozji osadów lodowcowych. 

Literatura 

BÖSTROM K., BURMAN B., PONTER C., BRANDLÖF S., 

ALM B., 1978 — Geochemistry, mineralogy and origin 

of the sediments in the Gulf of Bothnia. Finish Mar. Res., 

244: 8–36. 

LORING D.H., 1978 — Geochemistry of zinc, copper, and 

lead in the sediments of the estuary and Gulf of St. Laurence. 

Can. J. Earth Sci., 15: 757–772. 

LORING D.H., 1979 — Geochemistry of cobalt, nickel, 

chromium and vanadium in the sediments of the estuary 

and Gulf of St. Laurence. Can. J. Earth Sci., 16: 

1196–1209. 

LORING D.H., RANTALA R.T.T., 1992 — Manual for 

the geochemical analysis of marine sediments and suspended 

particulate matter. Earth-Science Rev., 32.

8.4. WskaŸniki zanieczyszczeñ osadów 

Wzbogacenie powierzchniowej warstwy osadów w metale 

ciê¿kie i inne sk³adniki chemiczne mo¿e byæ spowodowane 

naturalnymi cechami œrodowiska sedymentacji 

lub oddzia³ywaniem antropogenicznym. Do oszacowania 

stopnia wzbogacenia powierzchniowych osadów dennych 

metalami i metaloidami s³u¿¹ dwa wspó³czynniki: antropogeniczny 

AF (Antrophogenic Factor) i wzbogacenia 

EF (Enrichment Factor). 

Wspó³czynnik AF pozwala na oszacowanie przyrostu 

stê¿eñ metali w powierzchniowych warstwach osadów 

w stosunku do warstw g³êbszych, zwanych t³em geochemicznym. 

Wspó³czynnik AF oblicza siê wg wzoru: 

AF = Ms/Md 

[8.1] 

gdzie symbole Ms i Md oznaczaj¹ œredni¹ zawartoœæ danego 

pierwiastka w powierzchniowej oraz g³êbszej warstwie 

analizowanego rdzenia. Wartoœæ AF >1 wskazuje, 

¿e wystêpuje wzbogacenie w dany pierwiastek powierzchniowej, 

wspó³czeœnie zdeponowanej warstwy w stosunku 

do warstwy po³o¿onej g³êbiej, odpowiadaj¹cej 

erze przedindustrialnej. 

Poniewa¿ zawartoœci pierwiastków w osadach zale¿¹ 

œciœle od ich uziarnienia, do oceny zanieczyszczeñ stosuje 

siê te¿ tzw. wspó³czynnik wzbogacenia (EF). Pozwala on 

wyeliminowaæ potencjalny wp³yw ró¿nic w uziarnieniu 

osadów warstwy powierzchniowej i osadów t³a geochemicznego. 

Wspó³czynnik EF oblicza siê wed³ug wzoru: 

[8.2] 

EF � M s( P) 

M sT ( ) 

: 

M M 

gdzie: 

d( P) 

dT ( ) 

Ms(P) – stê¿enie sk³adnika chemicznego w warstwie 

powierzchniowej, 

Ms(T) – stê¿enie sk³adnika chemicznego w warstwie t³a 

geochemicznego, 

Md(P) – stê¿enie czynnika normalizuj¹cego w warstwie 

powierzchniowej, 

Md(T) – stê¿enie czynnika normalizuj¹cego w warstwie t³a 

geochemicznego. 

Czynnikiem normalizuj¹cym mo¿e byæ wybrana frakcja 

granulometryczna, reprezentuj¹ca zawartoœæ frakcji 

drobnoziarnistych (np.

y dna, gdzie wartoœci AF i EF s¹ mniejsze od 1, co oznacza, 

¿e wiêcej arsenu zawieraj¹ warstwy osadów nieska- 

¿one antropogenicznie ni¿ osady deponowane wspó³czeœnie. 

Mo¿na to wyt³umaczyæ pogorszeniem siê w ostatnim 

stuleciu warunków tlenowych wód przydennych. W wa- 

260 


Tabela 8.5 

Parametry statystyczne wspó³czynnika antropogenicznego (AF) w warstwie powierzchniowej osadów mulisto-ilastych 

po³udniowego Ba³tyku (na podstawie danych z Atlasu geochemicznego po³udniowego Ba³tyku, Szczepañska, Uœcinowicz, 1994) 

Obszar 




Basen 

Wschodniogotlandzki 


Parametr 

statystyczny 


n 21 21 22 22 10 22 22 

min 0,64 0,90 0,47 0,68 0,63 0,72 0,85 

max 1,71 2,40 1,88 2,47 3,50 3,00 2,98 

œr. arytm. 1,00 1,40 0,96 1,23 1,63 1,40 1,52 

odch. stand. 0,30 0,47 0,29 0,41 0,84 0,57 0,47 

n 5 5 5 5 2 5 5 

min 0,50 1,00 0,78 0,81 1,25 1,11 0,98 

max 4,50 1,00 1,24 1,40 4,00 2,64 2,07 

œr. arytm. 1,63 1,00 0,98 1,09 2,63 1,71 1,48 

odch. stand. 1,63 0,00 0,20 0,24 1,94 0,68 0,45 

n 23 26 26 26 12 26 26 

min 0,32 0,92 0,81 1,00 0,33 1,06 1,19 

max 2,43 2,00 2,14 1,64 4,00 3,21 2,76 

œr. arytm. 0,85 1,07 1,02 1,19 1,46 1,94 1,72 

odch. stand. 0,53 0,27 0,25 0,14 1,01 0,53 0,34 

n 9 10 10 10 7 10 10 

min 0,70 0,90 0,88 0,98 0,25 1,00 1,24 

max 2,44 1,00 1,22 1,58 4,00 2,55 1,90 

œr. arytm. 1,30 0,99 1,04 1,19 1,79 1,80 1,53 

odch. stand. 0,53 0,03 0,10 0,18 1,18 0,46 0,23 

n 61 65 65 65 33 65 65 

min 0,32 0,49 0,47 0,68 0,25 0,68 0,85 

max 4,50 2,40 2,14 2,47 4,00 3,21 2,98 

œr. arytm. 1,06 1,16 1,00 1,19 1,63 1,69 1,59 

odch. stand. 0,66 0,37 0,24 0,27 1,02 0,59 0,39 

runkach beztlenowych w wodach przydennych obserwuje 

siê podwy¿szone koncentracje m.in. ¿elaza, manganu, 

arsenu i chromu, które mog¹ migrowaæ z osadów do wody. 

Kadm w powierzchniowych osadach mulisto-ilastych 

po³udniowego Ba³tyku na ogó³ wystêpuje w iloœ-

ciach zbli¿onych do t³a geochemicznego. Wartoœci œrednie 

AF i EF dla kadmu w poszczególnych basenach s¹ 

zbli¿one do 1. Tylko w Basenie Gdañskim wartoœæ œrednia 

tych wspó³czynników wynosi AF 1,4 i EF 1,64. Wartoœci 

maksymalne AF 2,4 i EF 3,57 zanotowano w Zato- 

WskaŸniki zanieczyszczeñ osadów 

Tabela 8.6 

Parametry statystyczne wspó³czynników wzbogacenia (EF) w warstwie powierzchniowej osadów mulisto-ilastych 

po³udniowego Ba³tyku; normalizacja wzglêdem ¿elaza (na podstawie danych z Atlasu geochemicznego 

po³udniowego Ba³tyku, Szczepañska, Uœcinowicz, 1994) 

Obszar 




Basen 



Parametr 

statystyczny 


n 21 21 22 22 9 22 22 

min 0,71 0,67 0,60 0,69 0,72 0,73 0,79 

max 1,85 3,57 1,78 2,30 6,45 3,11 2,98 

œr. arytm. 1,18 1,64 1,10 1,41 2,11 1,65 1,77 

odch. stand. 0,30 0,64 0,24 0,34 1,75 0,68 0,49 

n 5 5 5 5 2 5 5 

min 0,56 0,66 0,74 0,92 2,08 1,50 1,36 

max 2,96 1,66 1,33 1,55 2,63 1,85 1,63 

œr. arytm. 1,45 1,10 1,03 1,14 2,35 1,69 1,49 

odch. stand. 0,91 0,40 0,21 0,24 0,39 0,14 0,11 

n 23 26 26 26 12 26 26 

min 0,28 0,38 0,42 0,44 0,32 0,65 0,57 

max 2,11 2,15 1,55 1,70 5,06 3,73 2,60 

œr. arytm. 0,86 1,15 1,07 1,28 1,60 2,10 1,84 

odch. stand. 0,48 0,34 0,21 0,24 1,35 0,73 0,44 

n 9 10 10 10 7 10 10 

min 0,78 0,75 0,88 0,89 0,25 1,12 1,25 

max 1,93 1,35 1,23 1,64 3,49 2,26 1,98 

œr. arytm. 1,26 1,02 1,06 1,21 1,78 1,81 1,56 

odch. stand. 0,36 0,19 0,11 0,21 0,99 0,38 0,26 

n 60 64 65 65 32 65 65 

min 0,28 0,38 0,42 0,44 0,25 0,65 0,57 

max 2,96 3,57 1,78 2,30 6,45 3,73 2,98 

œr. arytm. 1,14 1,32 1,09 1,31 1,84 1,85 1,75 

odch. stand. 0,55 0,56 0,22 0,30 1,31 0,67 0,44 

ce Puckiej. Wartoœci przekraczaj¹ce 2 wystêpuj¹ w kilku 

miejscach Zatoki Gdañskiej oraz na jednej ze stacji badawczych 

w œrodkowej czêœci Basenu Bornholmskiego. 

Chrom, podobnie jak arsen, rzadko i w ma³ym stopniu 

wykazuje wzbogacenie w warstwie powierzchniowej 

261

mu³ów po³udniowego Ba³tyku. Metal ten bardzo czêsto 

wystêpuje w wiêkszej iloœci w warstwie 18–20 cm, przyjêtej 

jako t³o geochemiczne. Wartoœci œrednie wspó³czynników 

AF i EF wyliczone dla poszczególnych basenów 

oscyluj¹ ko³o 1. Tylko w jednym miejscu w po³udniowo- 

-zachodniej czêœci Basenu Bornholmskiego i jednym miejscu 

w po³udniowo-zachodniej czêœci Basenu Gdañskiego 

(Zatoka Pucka) wspó³czynniki te s¹ wiêksze ni¿ 1,5. 

MiedŸ tylko w nieco wiêkszym stopniu ni¿ chrom 

wzbogaca warstwy powierzchniowe osadów. Wartoœci 

œrednie wspó³czynników AF i EF dla miedzi w po³udniowym 

Ba³tyku wynosz¹ odpowiednio 1,19 i 1,31. Jednak- 

¿e, w odró¿nieniu od chromu, wartoœci tych wspó³czynników 

przekraczaj¹ce 1,5 wystêpuj¹ we wszystkich basenach 

i na wiêkszych obszarach. Wartoœæ maksymaln¹ 

wspó³czynnika EF (2,3) odnotowano w Zatoce Puckiej 

(SW czêœæ Basenu Gdañskiego). 

Rtêæ jest pierwiastkiem, który w warstwie powierzchniowej 

osadów wystêpuje czêsto w iloœciach znacznie 

wiêkszych ni¿ w warstwach nieska¿onych antropogenicznie. 

Œrednie wartoœci AF i EF dla rtêci w osadach mulisto-ilastych 

po³udniowego Ba³tyku wynosz¹ odpowiednio 

1,63 i 1,84. Znaczne ska¿enia rtêci¹ wystêpuj¹ w po- 

³udniowej czêœci Basenu Bornholmskiego (EF 2,2–5,1) 

i w po³udniowej czêœci Zatoki Gdañskiej (EF 1,49–6,45). 

Wiêksze od 2 wartoœci AF i EF dla rtêci obserwuje siê te¿ 

lokalnie w Rynnie S³upskiej i po³udniowej czêœci Basenu 

Wschodniogotlandzkiego. 

O³ów, podobnie jak rtêæ, w warstwie powierzchniowej 

osadów wystêpuje czêsto w iloœciach znacznie wiêkszych 

ni¿ w warstwach nieska¿onych antropogenicznie. Œrednie 

wartoœci wspó³czynników AF i EF we wszystkich basenach 

s¹ wiêksze od 1,5. Najwiêksze obszary, gdzie wskaŸniki 

te s¹ powy¿ej 2, wystêpuj¹ w Basenie Bornholmskim, 

jednak równie¿ w basenach Gdañskim i Wschodniogotlandzkim 

lokalne stwierdzono ska¿enie o³owiem ponaddwukrotnie 

przekraczaj¹ce zawartoœci naturalne. 

Cynk, obok rtêci i o³owiu, jest pierwiastkiem, którego 

zawartoœæ w osadach powierzchni dna znacznie przekracza 

zawartoœci naturalne, wystêpuj¹ce w warstwach 

osadowych ery przedindustrialnej. Œrednie wartoœci 

wspó³czynników AF i EF dla cynku w osadach mulisto- 

-ilastych po³udniowego Ba³tyku wynosz¹ odpowiednio 

1,59 i 1,75. O ile ska¿enie o³owiem by³o typowe dla osadów 

powierzchniowych Basenu Bornholmskiego, to cynkiem 

zanieczyszczone s¹ osady nie tylko Basenu Bornholmskiego, 

ale te¿ Basenu Gdañskiego. Maksymalne 

wartoœci wspó³czynników AF i EF dla cynku stwierdzono 

w Zatoce Puckiej (SW czêœæ Basenu Gdañskiego). W odró¿nieniu 

od o³owiu i rtêci, Rynna S³upska i po³udniowa 

czêœæ Basenu Gotlandzkiego s¹ w mniejszym stopniu zanieczyszczone 

cynkiem. 

* 

Podsumowuj¹c, nale¿y stwierdziæ, ¿e warstwa powierzchniowa 

osadów mulisto-ilastych po³udniowego 

Ba³tyku, szczególnie w basenach Bornholmskim i Gdañskim, 

jest wyraŸnie wzbogacona w cynk, o³ów i rtêæ. 

W Basenie Gdañskim, poza wymienionymi metalami, 

wystêpuje te¿ ska¿enie kadmem oraz w niewielkim stopniu 

miedzi¹. Jednak¿e pomimo wysokich nieraz wskaŸników 

wzbogacenia osadów powierzchniowych w metale, 

bezwzglêdne zawartoœci metali nie przekraczaj¹ norm 

przyjêtych dla osadów i gleb uznawanych za zanieczyszczone. 

Ponadto osady deponowane 30–50 lat temu zawieraj¹ 

wiêcej metali ni¿ osady deponowane wspó³czeœnie, 

co wyraŸnie wskazuje na zmniejszaj¹cy siê dop³yw zanieczyszczeñ 

do Morza Ba³tyckiego. 

8.5. Rozmieszczenie pierwiastków w osadach w œwietle wyników 

analizy chemometrycznej 

Charakterystyka losu geochemicznego metali wymaga 

interpretacji zaobserwowanych tendencji i zwi¹zków 

funkcyjnych na podstawie tysiêcy danych pomiarowych 

otrzymanych dla materia³u osadowego. Dla tak bogatej bazy 

danych zachodzi koniecznoœæ zastosowania wielowa- 

262 


riancyjnych technik komputerowych w celu ograniczenia 

du¿ej liczby zmiennych do zaledwie kilku, najczêœciej 

trzech, niekoreluj¹cych ze sob¹ faktorów, zwanych równie¿ 

czynnikami. Owe metody statystyczne s¹ wa¿nymi 

i u¿ytecznymi narzêdziami w ocenie rozmieszczenia

i wspó³zale¿noœci metali toksycznych w ekosystemach 

morskich. 

W celu potwierdzenia przetworzonych technik¹ wielowariancyjn¹ 

danych pomiarowych obliczono wspó³czynnik 

wzbogacenia (EF). Jako normalizator terygeniczny 

zastosowano iterb Yb (obok Al), bowiem nie wchodzi 

on w sk³ad zanieczyszczeñ, w przeciwieñstwie do np. 

lantanu (La) pe³ni¹cego rolê katalizatora w krakingu 

i reformingu ropy naftowej, a tak¿e przy odsiarczaniu. 

W celu stwierdzenia, czy sk³ad geochemiczny materia³u 

osadowego podlega modyfikacji podczas jego transportu 

rzecznego, uzyskane wyniki zawartoœci pierwiastków 

w badanych próbkach znormalizowano w stosunku do 

materia³u odniesienia, tzn. ³upków ilastych (McLennan, 

1989). 

Dane dotycz¹ce zawartoœci pierwiastków w materiale 

osadowym przetworzono chemometrycznie technikami: 

analizy czynnikowej (FA), g³ównych sk³adowych (PCA) 

lub tzw. cz³onów koñcowych (EMA), umo¿liwiaj¹cych 

zmniejszenie du¿ej liczby zmiennych (pierwiastków) do 

dwóch czy trzech niekoreluj¹cych ze sob¹ ortogonalnych 

czynników lub sk³adowych. W przypadku wyodrêbnienia 

na wykresie wspó³rzêdnych prostok¹tnych (np. F1/F2) 

zbiorów punktów odpowiadaj¹cym próbkom osadów 

(gdy tzw. wartoœci w³asne Ev dla kolejnych czynników F 

s¹ wiêksze od jednoœci), wówczas mamy do czynienia 

z istotnym zró¿nicowaniem pomiêdzy badanymi próbkami, 

zale¿nym od ró¿nych czynników. Z kolei za takie, 

a nie inne wyodrêbnienie obiektów próbek jest odpowiedzialne 

chemometryczne rozmieszczenie tzw. wartoœci 

³adunkowych, tj. analizowanych pierwiastków zwanych 

deskryptorami. 

Dziêki zastosowaniu technik chemometrycznych mo- 

¿liwa by³a ocena profilu rozmieszczenia oraz identyfikacja 

potencjalnych Ÿróde³ pochodzenia pierwiastków na 

obszarze objêtym badaniami. 

8.5.1. Rozmieszczenie pierwiastków w osadach 

powierzchniowych 


Rozmieszczenie pierwiastków w osadach w œwietle wyników analizy chemometrycznej 

Rozmieszczenie punktów odpowiadaj¹cych numerom 

próbek na wykresie w uk³adzie trzech wspó³rzêdnych 

prostok¹tnych F1/F2/F3 przedstawiono na figurze 8.13. 

Próbki pobrane na stacjach po³o¿onych z dala od wybrze- 

¿y, tzw. dalekomorskie (nr 25–29), grupuj¹ siê w górnej lewej 

czêœci wykresu (fig. 8.13a) w odró¿nieniu do umiejscowionego 

po drugiej stronie zgrupowania punktów odpowiadaj¹cych 

próbkom pochodz¹cym z rejonu ujœcia 

Wis³y (nr 6, 7, 16 i 17). Pozosta³e punkty uk³adaj¹ siê pomiêdzy 

zbiorami „dalekomorskimi” oraz „ujœciowymi”, 

co wskazuje na przejœciowy charakter tego akwenu, mniej 

nara¿onego na oddzia³ywanie materia³u aluwialnego, tj. 

pochodzenia wiœlanego (Szefer i in., 1995). 

Figura 8.13b obrazuje czynnikowy profil rozmieszczenia 

wartoœci ³adunkowych, tj. pierwiastków w uk³adzie 

trzech wspó³rzêdnych prostok¹tnych. Rozk³ad tych 

punktów pokrywa siê z lokalizacj¹ zaobserwowan¹ dla 

próbek (obiektów). Na wykresie czynnikowym pierwiastki 

takie jak K, Mg, Ca, Na i Sr tworz¹ klaster, wyraŸnie 

oddalony od drugiego ugrupowania sk³adaj¹cego siê 

z Zn, Cd, Ag, Cu, Cr, Pb, chlorofilu-a oraz Fe. Lokalizacja 

tego ostatniego (opisanego mniejszymi wartoœciami 

F3) umo¿liwia identyfikacjê próbek pochodz¹cych z rejonu 

ujœcia Wis³y (charakteryzuj¹cymi siê tak¿e mniejszymi 

wartoœciami F3). Umiejscowiony w górnej czêœci 

wykresu zbiór punktów (o wiêkszych wartoœciach F3) 

reprezentuje próbki typowo „dalekomorskie” (opisane 

równie¿ wiêkszymi wartoœciami F3). 

W celu rozpoznania labilnych, ³atwo przyswajalnych 

form pierwiastków w osadach dennych przeprowadzono 

analizy pod k¹tem zawartoœci pierwiastków w ekstraktach 

labilnej frakcji osadowejw1MHCl. Uzyskane dane chemometryczne 

przedstawiono na figurze 8.14. Mo¿na zauwa¿yæ 

znaczne podobieñstwo miêdzy rozmieszczeniem 

czynnikowym próbek i pierwiastków przedstawionym na 

figurach 8.13 i 8.14. Wspó³wystêpowanie punktów odpowiadaj¹cych 

takim pierwiastkom jak Zn, Cd, Pb, Cu, Ag 

i P w towarzystwie Mn i Fe (fig. 8.14b) pozwala s¹dziæ, ¿e 

matryca Fe–Mn jest odpowiedzialna za wi¹zanie labilnych, 

³atwo ekstrahowanych form Zn, Cd, Pb, Cu, Ag oraz 

P na obszarze ujœciowym. Pierwiastki te ulegaj¹ przypuszczalnie 

adsorpcji na powierzchni cz¹stek aglomeratów 

amorficznych tlenków / hydroksytlenków Fe oraz Mn na 

obszarze frontu hydrologicznego, gdzie zachodzi mieszanie 

wód wiœlanych z zasolonymi wodami zatokowymi 

(Szefer i in., 1995). Poniewa¿ metale ciê¿kie wystêpuj¹ 

w wodzie morskiej g³ównie w postaci ujemnie na³adowanych 

rozpuszczalnych po³¹czeñ kompleksowych (Li, 

1981a, b), wykazuj¹ tendencjê do wi¹zania siê z dodatnio 

263

na³adowanymi cz¹stkami amorficznych hydroksytlenków 

Fe/Mn, co ma swoje odzwierciedlenie we wspó³zale¿noœci 

Fe i Mn z wymienionymi metalami ciê¿kimi. 

W rejonie wewnêtrznej czêœci Zatoki Gdañskiej Rb, Co, 

Li, Ni i Cs wykazuj¹ istotn¹ statystycznie wspó³zale¿noœæ 

z Al, co pozwala wnioskowaæ, ¿e s¹ one g³ównie adsorbowane 

na powierzchni cz¹stek glinokrzemianów (Szefer in., 

264 


1995). Poniewa¿ pierwiastki alkaliczne i ziem alkalicznych 

istniej¹ w wodzie morskiej jako dodatnio na³adowane jony 

proste (Li, 1981a, b), chêtnie ulegaj¹ po³¹czeniu z ujemnie 

na³adowanymi cz¹stkami glinokrzemianów, co t³umaczy 

ich wspó³istnienie czynnikowe z Al i K (fig. 8.14b). 

Spoœród makroelementów takie pierwiastki jak K, Na, 

Mg, Ca oraz Sr wystêpuj¹ w najwiêkszych stê¿eniach 

Fig. 8.13. Lokalizacja stacji badawczych, z których pobierano próbki osadów dennych z po³udniowego Ba³tyku, oraz trójwymiarowy 

wykres rozmieszczenia obiektów próbek (a) i ³adunków reprezentowanych przez poszczególne zmienne (b) otrzymany 

dla próbek frakcji granulometrycznej

w osadach z otwartego morza, co wskazuje na ich pochodzenie 

z wód bardziej zasolonych ni¿ wody zatokowe 

po³udniowego Ba³tyku. 

Zalew Wiœlany 


Fig. 8.14. Wykres czynnikowego rozmieszczenia obiektów próbek (a) i ³adunków reprezentowanych przez poszczególne 

zmienne (b) w uk³adzie wspó³rzêdnych prostok¹tnych F1 oraz F2 dla ekstraktów (w 1 M HCl) labilnej frakcji osadów 

dennych (frakcja granulometryczna

odpowiedzialnymi za wyodrêbnienie siê takiego zró¿nicowania 

regionalnego s¹ Ba i Yb (najmniejsze wartoœci 

F1) oraz Sr i As (najmniejsze wartoœci F3). 

Rozk³ad czynnikowy obiektów jest przypuszczalnie 

uzale¿niony od charakterystyki geograficznej badanych 

obszarów Zalewu Wiœlanego, odzwierciedlaj¹c wiêksz¹ 

szybkoœæ sedymentacji ilastej frakcji materia³u osadowego 

u czo³a zalewu. 

Próbki pochodz¹ce z rzeki Szkarpawy i zachodniej 

czêœci Zalewu Wiœlanego odznaczaj¹ siê wiêksz¹ zawartoœci¹ 

Zn, Pb i Cd. Oznacza to, ¿e obszar ten podlega 

znacz¹cemu oddzia³ywaniu zrzutu materia³u antropogenicznego 

pochodzenia rzecznego. Natomiast w przypadku 

próbek pobranych na obszarze centralnej czêœci zalewu 

zaobserwowano wspó³wystêpowanie iterbu z innymi 

pierwiastkami. Iterb jest typowym pierwiastkiem terygenicznym, 

st¹d mo¿na wnioskowaæ, ¿e towarzysz¹ce 

mu pierwiastki w tym regionie s¹ równie¿ pochodzenia 

naturalnego. 

266 


Fig. 8.15. Lokalizacja stacji badawczych, z których pobierano próbki osadów dennych (frakcja glanulometryczna 

� 0,063 mm) z Zalewu Wiœlanego (sektor polski), oraz wykres w uk³adzie wspó³rzêdnych prostok¹tnych F1 i F3 rozmieszczenia 

obiektów próbek o numeracji 1–26 grupuj¹cych siê w postaci trzech klasterów nawi¹zuj¹cych do zachodniej, centralnej 

i wschodniej czêœci zalewu (³¹cznie z próbk¹ pobran¹ z rzeki Szkarpawa) oraz ³adunków reprezentuj¹cych 21 pierwiastków 

chemicznych (Szefer i in., 1999) 

Analizowane pierwiastki uk³adaj¹ siê w szeregu zgodnie 

z malej¹cymi wartoœciami EF: Ag (10), Sb (7,5), As 

(5,8), Cd (5,2), Pb (3,7), Zn (2,3). Wynika z tego, ¿e pierwiastki 

te, charakteryzuj¹ce siê EF >1, ulegaj¹ znacz¹cej 

akumulacji w osadach w odniesieniu do ich naturalnego 

sk³adu geochemicznego (Szefer i in., 1999). 

Znormalizowane w odniesieniu do sk³adu chemicznego 

³upków ilastych wyniki zawartoœci pierwiastków ziem 

rzadkich (REE) wskazuj¹, ¿e zdeponowany materia³ osadowy 

nie podlega³ znacz¹cej modyfikacji w czasie jego 

migracji w formie zawiesiny ze sp³ywem rzecznym. 

Stwierdzono jedynie nieznaczne zubo¿enie analizowanych 

osadów w pierwiastki HREE, tj. charakteryzuj¹ce 

siê wiêksz¹ mas¹ atomow¹, w porównaniu do LREE 

(o mniejszych masach atomowych). Oznacza to, ¿e niektóre 

pierwiastki HREE ulegaj¹ jedynie w nieznacznym 

stopniu procesowi ³ugowania z zawiesiny w czasie jej 

transportu rzecznego. Równie¿ procesy utleniaj¹co-redukuj¹ce 

nie odgrywaj¹ znacz¹cej roli we frakcjonowaniu

REE, co wykazano na podstawie braku wyraŸnych anomalii 

w rozmieszczeniu pierwiastków wra¿liwych na 

zmiany potencja³u redoks, tj. Ce i Eu (Szefer i in., 1999). 

Zalew Szczeciñski 


Bior¹c pod uwagê profil czynnikowego rozmieszczenia 

obiektów i wartoœci ³adunkowych, mo¿na wyró¿niæ 

trzy g³ówne obszary, które odpowiadaj¹ ich geograficznej 

lokalizacji (Glasby i in., 2004). Na wykresie czynnikowym 

(fig. 8.16) uwidocznione s¹ zgrupowania punktów 

odpowiadaj¹cych odmiennej lokalizacji próbek. 

Zbiór obiektów reprezentuj¹cych zachodni¹ czêœæ zalewu 

(2–5, 7–9, 19) umiejscowi³ siê w prawej czêœci diagramu 

(charakteryzuj¹cym siê wysokimi wartoœciami 

F1). Zgrupowanie punktów opisanych równie¿ wysokimi 

wartoœciami ³adunkowymi odpowiada pierwiastkom: Pb, 

Cd, Cu, Zn, Co, Ni, V, Mn, Sb i Al. Oznacza to, ¿e osady 

na tym obszarze zalewu pozostaj¹ pod znacz¹cym wp³y- 

wem ³adunku rzecznego transportuj¹cego cz¹stki specyficznej 

zawiesiny, bogatej w te pierwiastki. 

Natomiast zgrupowanie punktów odpowiadaj¹cych 

próbkom osadów ze wschodniej czêœci zalewu (6, 11, 12, 

15–17, 21) znajduje siê w lewej czêœci wykresu i jest opisane 

mniejszymi wartoœciami F1. Pierwiastkami decyduj¹cymi 

o takiej lokalizacji regionalnej obiektów s¹ Yb, 

Th, U i Sr. 

Punkty odpowiadaj¹ce pó³nocno-zachodniej czêœci 

zalewu (10, 20) lokalizuj¹ siê w œrodkowej czêœci wykresu 

pomiêdzy skrajnymi zbiorami obiektów. Umiejscowienie 

obu tych próbek pokrywa siê z lokalizacj¹ Mo. 

Profil rozmieszczenia czynnikowego próbek wykazuje 

du¿¹ zgodnoœæ z opublikowanym przez Osadczuka i Wawrzyniak-Wydrowsk¹ 

(1998) wykresem chemometrycznym, 

ilustruj¹cym rozmieszczenie poszczególnych facji 

geochemicznych. 

Czynnikowe wyodrêbnienie zachodniej czêœci zalewu 

z wysokimi stê¿eniami Pb, Cd, Cu, Zn, Co, Ni, V, Mn i Sb 

Fig. 8.16. Lokalizacja stacji badawczych, z których pobierano próbki osadów dennych (frakcja glanulometryczna 

� 0,063 mm) z Zalewu Szczeciñskiego, oraz wykres w uk³adzie wspó³rzêdnych prostok¹tnych F1 i F2 dla obiektów 20 próbek 

grupuj¹cych siê w postaci klasterów nawi¹zuj¹cych do zachodniej, wschodniej i pó³nocno-zachodniej czêœci zalewu oraz ³adunków 

reprezentowanych przez 16 pierwiastków chemicznych (Glasby i in., 2004) 

267

œwiadczy o depozycji w tym regionie zawiesiny pochodzenia 

rzecznego, sk³adaj¹cej siê g³ównie z cz¹stek o specyficznym 

sk³adzie geochemicznym (tzw. fluffy material) 

i charakteryzuj¹cej siê du¿¹ zdolnoœci¹ pod wzglêdem 

akumulacji metali ciê¿kich. Pempkowiak i in. (2005) 

scharakteryzowali, w œwietle wyników analizy wielowariancyjnej, 

wp³yw ró¿nych czynników œrodowiskowych 

na w³aœciwoœci tego typu osadu w rejonie ujœcia Odry, 

Zatoki Pomorskiej i G³êbi Arkoñskiej. 

Z kolei profil rozmieszczenia obiektów czynnikowych 

wschodniej czêœci Zalewu Szczeciñskiego, przypisany 

podwy¿szonym poziomom Yb w towarzystwie 

Th, U i Sr, wskazuje jednoznacznie na terygeniczne pochodzenie 

materia³u osadowego. Natomiast identyfikatorem 

pó³nocno-zachodniej czêœci badanego obszaru 

jest Mo, prawdopodobnie pochodzenia g³ównie biogenicznego. 

Stwierdzono, ¿e wartoœci EF malej¹ zgodnie z poni¿szym 

szeregiem: S (45), Cd (31), Zn (18), Pb (15), Sb 

(11), P (5,3), Mn (3,1), Cu (1,9), Cr (1,6), Ba (1,4), U 

(1,3), Th (1,3), Mo (1,3), Si (1,3). Wynika z tego, ¿e najwy¿szym 

stopniem akumulacji w osadach charakteryzuj¹ 

siê takie pierwiastki, jak S, Cd, Zn, Pb, Sb, PiMn. 

Na podstawie znormalizowanych danych pomiarowych 

uzyskanych dla REE wykazano, ¿e przemieszczaj¹ca 

siê z wodami Odry zawiesina, podobnie jak 

w przypadku materia³u wiœlanego, nie ulega znacz¹cemu 

przeobra¿eniu pod wzglêdem sk³adu geochemicznego 

(Glasby i in., 2004). 

Po³udniowy Ba³tyk z uwzglêdnieniem 

Zalewu Wiœlanego i Zalewu Szczeciñskiego 

Wyniki zawartoœci pierwiastków w osadach po³udniowego 

Ba³tyku ³¹cznie z zalewami Wiœlanym i Szczeciñskim 

poddano przetworzeniu chemometrycznemu przy 

zastosowaniu dwóch technik wielowariancyjnych, tj. analizy 

czynnikowej (FA) oraz analizy cz³onów koñcowych 

(EMA) (Szefer, 2002; Ge³don, 2004). 

Na figurze 8.17 przedstawiono profil rozmieszczenia 

czynnikowego w uk³adzie wspó³rzêdnych prostok¹tnych 

F1–F2 obiektów i pierwiastków dla poszczególnych regionów 

po³udniowego Ba³tyku, tj. Zatoki Pomorskiej, 

Zatoki Gdañskiej, Rynny S³upskiej, Basenu Bornholmskiego 

³¹cznie z Zalewem Wiœlanym i Zalewem Szczeciñskim. 

268 


Punkty odpowiadaj¹ce próbkom osadowym Zalewu 

Szczeciñskiego tworz¹ oddzielny klaster (opisany du¿ymi 

wartoœciami F1), œciœle przylegaj¹cy do zgrupowania 

punktów przypisanych Zatoce Pomorskiej. Natomiast 

próbki pobrane w Zalewie Wiœlanym (opisane ma³ymi 

wartoœciami F1) s¹ blisko po³o¿one w stosunku do nale¿¹cych 

do Zatoki Gdañskiej (fig. 8.17a). Na podstawie 

tego diagramu mo¿na wnioskowaæ o du¿ym zró¿nicowaniu 

w aspekcie sk³adu geochemicznego materia³u osadowego 

pochodz¹cego z Zalewu Wiœlanego i Zalewu Szczeciñskiego. 

Natomiast podobieñstwo w rozmieszczeniu 

czynnikowym próbek z Zalewu Szczeciñskiego i Zatoki 

Pomorskiej oraz próbek z Zalewu Wiœlanego i Zatoki 

Gdañskiej mo¿na wyt³umaczyæ faktem, ¿e oba zalewy 

i odpowiadaj¹ce im zatoki s¹ elementami ujœciowych obszarów 

Odry i Wis³y. Pierwiastkami odpowiedzialnymi 

za wyodrêbnienie siê próbek Zalewu Szczeciñskiego i Zalewu 

Wiœlanego (fig. 8.17b) s¹ odpowiednio: Zn, Cu, As, 

Pb, Cd, Sb, Mn, Fe i Sr (o wysokich wartoœciach F1) oraz 

Al, V, Tl, Be i Yb (o niskich wartoœciach F1). Maj¹c na 

uwadze fakt, ¿e Yb i Al s¹ pierwiastkami terygenicznymi, 

podczas gdy Cd i Pb nale¿¹ do pierwiastków potencjalnie 

antropogenicznych, Zalew Szczeciñski w przeciwieñstwie 

do Zalewu Wiœlanego jest najbardziej zanieczyszczonym 

akwenem po³udniowego Ba³tyku (Szefer, 2002). 

Powy¿sze wyniki analizy czynnikowej (FA) zosta³y potwierdzone 

inn¹ technik¹ chemometryczn¹ (EMA) na drodze 

analizy próbek osadowych pobranych w ró¿nym okresie 

badawczym na obszarze po³udniowego Ba³tyku. Na figurze 

8.18 przedstawiono profil rozmieszczenia statystycznie 

istotnych cz³onów EM1 (dla Cu, Zn, Cd i Pb 

w osadach Zalewu Szczeciñskiego) oraz EM4 (dla Al 

w osadach z otwartych wód po³udniowego Ba³tyku oraz 

Zalewu Wiœlanego). Oznacza to, ¿e w œwietle obu technik, 

tj. FA i EMA, osady wystêpuj¹ce w Zalewie Szczeciñskim 

o strukturze tzw. fluffy material (Löffler i in., 2000; 

Emeis i in., 2002; Christiansen i in., 2002; Glasby i in., 

2004; Ge³don, 2004) s¹ wzbogacone w Cu, Zn, Cd i Pb, 

podczas gdy na obszarze Zalewu Wiœlanego oraz otwartych 

wód po³udniowego Ba³tyku ich sk³ad geochemiczny 

jest zdominowany wystêpowaniem pierwiastków pochodzenia 

terygenicznego. 

Z figury 8.19 wynika, ¿e rozmieszczenie pierwiastków 

ziem rzadkich (REE) nie ró¿ni siê istotnie od sk³adu REE 

w materiale odniesienia, tj. ³upków ilastych pochodz¹cych 

z kontynentu pó³nocnoamerykañskiego (NASC). Oznacza


Fig. 8.17. Lokalizacja stacji badawczych, z których pobierano 

próbki osadów dennych z po³udniowego Ba³tyku 

z uwzglêdnieniem zalewów Wiœlanego i Szczeciñskiego, oraz 

wykresy rozmieszczenia obiektów próbek (a) i ³adunków reprezentowanych 

przez poszczególne zmienne (b) w uk³adzie 

wspó³rzêdnych prostok¹tnych F1 i F2 dla próbek osadów 

dennych (frakcja

Fig. 8.19. Œrednie stê¿enia pierwiastków ziem rzadkich 

w próbkach osadów pobranych na stacjach badawczych 

G-2 i P-110 (Basen Gdañski) oraz Zalewu Szczeciñskiego, 

znormalizowane wzglêdem ich zawartoœci w materiale 

odniesienia, tj. pó³nocnoamerykañskich ³upkach ilastych 

(NASC) (wg Glasby i in., 2004). Wartoœci stê¿eñ w materiale 

odniesienia zaczerpniêto z pracy McLennana (1989) 

to, ¿e materia³ osadowy przenoszony ze sp³ywem wiœlanym 

nie podlega znacznym przeobra¿eniom geochemicznym. 

Stosunek stê¿eñ Ce/Eu pozwala przypuszczaæ, ¿e procesy 

oksydacyjno-redukcyjne nie odgrywaj¹ wiêkszej roli we 

frakcjonowaniu pierwiastków ziem rzadkich w czasie transportu 

materia³u aluwialnego (Glasby i in., 2004). 

8.5.2. Rozmieszczenie pierwiastków 

w profilu pionowym osadów 

Profil wg³êbnego rozmieszczenia analizowanych pierwiastków 

w rdzeniach osadowych charakteryzuje siê znacz¹cym 

zró¿nicowaniem (Szefer i in., 1998). Przyk³adowo, 

rozmieszczenie Ag, Cd, Zn, Pb, Cu i Sb odznacza siê wzrostem 

ich stê¿eñ w kierunku warstw powierzchniowych na 

obszarze przybrze¿nym Zatoki Gdañskiej. W rdzeniu pobranym 

w rejonie najg³êbszej czêœci Basenu Gdañskiego 

stwierdzono równie¿ wzrost zawartoœci Cd, Zn, Pb, Cu 

i Sb od warstw g³êbszych do powierzchniowych (Glasby 

i in., 2004). 

Na figurze 8.20 przedstawiono lokalizacjê stacji badawczych 

oraz zestawienie tabelaryczne numerów obiektów 

odpowiadaj¹cych g³êbokoœciom próbek w czterech 

rdzeniach (licz¹c od powierzchni warstwy dennej osadu 

w kierunku g³êbszych segmentów rdzenia). 

Na podstawie analizy g³ównych sk³adowych (PCA) 

przeprowadzonej dla rdzeni osadów dennych z Zatoki 

Gdañskiej i wód otwartych po³udniowego Ba³tyku mo¿li- 

270 


Fig. 8.20. Lokalizacja stacji badawczych, z których pobierano 

rdzenie osadów dennych w rejonie po³udniowego Ba³tyku, 

oraz zestawienie numerów obiektów odpowiadaj¹cych g³êbokoœciom 

próbek w rdzeniach (Szefer, 1998) 

we by³o zró¿nicowanie pierwiastków na podstawie przes³anki, 

¿e wêgiel organiczny (Corg) jest reprezentantem 

materii organicznej, podczas gdy glin (Al) jest typowym 

pierwiastkiem pochodzenia terygenicznego (Szefer, 1998). 

W celu zilustrowania wspó³zale¿noœci miêdzy lokalizacj¹ 

segmentów rdzeni oraz analizowanych pierwiastków 

sporz¹dzono odpowiednie wykresy w uk³adzie PC2/PC1 

oraz PC3/PC1 (fig. 8.21). 

Poniewa¿ takie pierwiastki jak Fe, Ti, K, Th, Co 

i Ni (opisane wy¿szymi wartoœciami PC1) znajduj¹ 

siê w s¹siedztwie Al, oznacza to, ¿e s¹ pochodzenia


Fig. 8.21. Rozmieszczenie obiektów próbek i ³adunków odpowiadaj¹cych kolejnym segmentom rdzeni osadów dennych 

z po³udniowego Ba³tyku (Szefer, 1998) 

Numeracja próbek pochodz¹cych ze stacji badawczych P-2, P-110, P-38 i G-2 zgodna z numeracj¹ podan¹ w zestawieniu 

tabelarycznym na fig. 8.20 

271

terygenicznego. Natomiast N, Cu, Pb, Zn, Cd i czêœciowo 

P (opisane ni¿szymi wartoœciami PC1) wystêpuj¹ 

w towarzystwie Corg (fig. 8.21a), zatem mo¿na je zakwalifikowaæ 

jako biogeniczne (Szefer, 1998). Obie te grupy 

nawi¹zuj¹ do powierzchniowych (nara¿onych na oddzia- 

³ywanie czynników antropogenicznych) oraz wg³êbnych 

(utworzonych w erze przedcywilizacyjnej) segmentów 

analizowanych czterech rdzeni (fig. 8.21b). Otrzymane 

klastery umo¿liwiaj¹ identyfikacjê pierwiastków przedostaj¹cych 

siê do wspó³czeœnie utworzonych szczytowych 

warstw osadowych g³ównie w wyniku gospodarczej 

dzia³alnoœci cz³owieka. Œciœle mówi¹c, segmenty powierzchniowe 

(o ni¿szej numeracji), a wiêc wykszta³cone 

wspó³czeœnie, w erze cywilizacyjnej, s¹ œciœle zwi¹zane 

z pierwiastkami biogenicznymi, przypuszczalnie pochodzenia 

antropogenicznego. 

Wy¿sze od jednoœci wartoœci AF dla Cu, Pb, Zn i Cd potwierdzaj¹ 

przypuszczenie, ¿e te metale ciê¿kie przedostawa³y 

siê do ekosystemu Zatoki Gdañskiej w wyniku dzia³alnoœci 

gospodarczej cz³owieka (Szefer, Skwarzec, 1988). 

Segmenty g³êbsze, zdeponowane w okresie przedcywilizacyjnym, 

reprezentuj¹ naturalny sk³ad skorupy 

ziemskiej; st¹d s¹ wy³¹cznie reprezentowane przez pierwiastki 

o pochodzeniu naturalnym, terygenicznym. Nietypowe 

rozmieszczenie punktów (fig. 8.21b), odpowiadaj¹cych 

kolejnym segmentom rdzenia P-2 pobranego na 

obszarze œrodkowej czêœci Zatoki Gdañskiej, odzwierciedla 

wystêpowanie bogatego w wêglan wapnia materia³u 

osadowego (od 22,5 do 37,2 mg Ca/g odpowiednio w powierzchniowej 

oraz g³êbinowej warstwie osadów; Szefer, 

Skwarzec, 1988). 

Podobny profil wg³êbnego rozmieszczenia pierwiastków 

w rdzeniach osadowych Zatoki Gdañskiej uzyskano 

Literatura 

ALBRECHT H., PERTTILÄ M., LEIVUORI M., 2003 — Distribution 

of trace metals in the Baltic Sea sediments. 

W: Contaminants in the Baltic Sea sediments (red. M. Perttilä). 

MERI Report Series of the Finnish Institute of Marine 

Research, No. 50: 25–39. 

BOJAKOWSKA I., SOKO£OWSKA G., 1998 — Geochemiczne 

klasy czystoœci osadów wodnych. Prz. Geol., 44, 1: 49–55. 

BORG H., JONSSON P., 1996 — Large scale metal distribution 

in the Baltic Sea sediments. Mar. Pollut. Bull., 32: 8–21. 

272 


dla próbek pobranych w 1991 r. (Szefer i in., 1998). 

Stwierdzono, ¿e stê¿enia Ag, Cd, Zn, Pb, Cu i Sb na ogó³ 

ulegaj¹ zwiêkszeniu w kierunku warstw powierzchniowych 

na obszarze przybrze¿nym zatoki. W przypadku 

jednego z rdzeni zaobserwowano najwy¿sze poziomy badanych 

metali na g³êbokoœci 10–15 cm poni¿ej powierzchniowej 

warstwy osadów dennych. Anomalie dotycz¹ce 

znacz¹cego zró¿nicowania stê¿eñ w powierzchniowych 

(0–5 cm) i nieco g³êbszych warstwach (5–10 cm) rdzenia 

mo¿na wi¹zaæ ze zmniejszonym dop³ywem metali ciê¿kich 

do Zatoki Gdañskiej po 1980 r. wskutek kryzysu gospodarczego, 

tj. wydatnego ograniczenia produkcji przemys³owej. 

Emisja zanieczyszczeñ chemicznych uleg³a 

wówczas znacz¹cemu spadkowi, co znalaz³o odzwierciedlenie 

w wystêpowaniu mniejszych koncentracji metali 

w powierzchniowej warstwie osadów 0–5 cm, ukszta³towanej 

w latach 80. (Szefer, 2002). 

Za brak tak wyraŸnej stratyfikacji stê¿eñ w rdzeniu pobranym 

na przedpolu ujœcia Wis³y jest odpowiedzialna 

bardzo du¿a szybkoœæ sedymentacji oraz intensywny proces 

mieszania siê warstw osadów na tym p³ytkim obszarze. 

Materia³ osadowy zgromadzony w ostatnich kilkudziesiêciu 

latach, tj. w okresie intensywnej dzia³alnoœci 

gospodarczej na obszarze zlewni (Szefer i in., 1996, 

1998; Szefer, 2002), by³ nara¿ony na proces intensywnej 

turbulencji skutkuj¹cej wymieszaniem kolejnych warstw 

rdzenia do g³êbokoœci 20 cm. Procesowi temu towarzyszy³y 

bardzo dynamiczne warunki prowadz¹ce do zwiêkszenia 

szybkoœci sedymentacji do 7,7 mm/rok (Szefer, 

2002). Wywo³ane turbulencj¹ zaburzenia w pionowym 

uwarstwieniu materia³u osadowego uniemo¿liwiaj¹ œledzenie 

wieloletnich zmian dop³ywu metali w rejonie 

ujœcia Wis³y. 

BRÜGMANN L., LANGE D., 1990 — Metal distribution in 

sediments of the Baltic Sea. Limnologica, 20: 15–28. 

CHRISTIANSEN C., EDELVANG K., EMEIS K. i in., 2002 — 

Material transport from the nearshore to the basinal environment 

in the Southern Baltic Sea, I: processes and mass estimates. 

J. Mar. Systems, 35: 133–150. 

EBBING J., ZACHOWICZ J., UŒCINOWICZ Sz., LABAN C., 

2002 — Normalisation as a tool for environnmental impact studies: 

the Gulf of Gdañsk as a case study. Baltica, 15: 49–62.

EMEIS K., CHRISTIANSEN C., EDELVANG K. i in., 2002 

— Material transport from the nearshore to the basinal 

environment in the Southern Baltic Sea, II: Synthesis of 

data on origin and properties of material. J. Mar. Systems, 

35: 151–168. 

FÄLTMARSCH R.M., ÅSTRÖM M.E., VUORI K.M., 2008 — 

Environmental risk of metals mobilised from acid sulphate 

soils in Finland: a literature review. Boral Environ. Res., 13: 

444–456. 

GE£DON J., 2004 — Stopieñ zanieczyszczenia przez pierwiastki 

chemiczne osadów dennych z Zalewu Wiœlanego oraz Zalewu 

Szczeciñskiego na tle osadów dennych z po³udniowego 

Ba³tyku – implikacje analityczne i chemometryczne. 

Arch. UG, Gdañsk. 

GLASBY G.P., SZEFER P., GE£DON J., WARZOCHA J., 

2004 — Heavy-metal pollution of sediments from Szczecin 

Lagoon and the Gdansk Basin, Poland. Sci. Total Environ., 

330: 249–269. 

HALLBERG R.O., 1991 — Environmental implications of metal 

distribution in Baltic Sea sediments. Ambio, 20: 309–316. 

LABAN C., EBBING J., UŒCINOWICZ Sz., SZCZEPAÑ- 

SKA T., ZACHOWICZ J., 1994 — Preinvestment analysis 

for remediation of Gulf of Gdañsk – geological and geochemical 

monitoring of Gulf of Gdañsk area. Archives 

TNO-NITG Utrecht and OGM PIG-PIB, Gdañsk. 

LEIVUORI M., 1998 — Heavy metal contamination in surface 

sediments in the Gulf of Finland and comparison with 

the Gulf of Bothnia. Chemosphere, 36: 43–59. 

LEIVUORI M., NIEMISTÖ L., 1995 — Sedimentation of trace 

metals in the Gulf of Bothnia. Chemosphere, 31: 3839–3856. 

LI Y.H., 1981a — Ultimate removal mechanisms of elements 

from the ocean. Geochim. Cosmochim. Acta, 45: 1659–1664. 

LI Y.H., 1981b — Geochemical cycles of elements and human 

perturbation. Geochim. Cosmochim. Acta, 45: 2073–2084. 

LÖFFLER A., LEIPE T., EMEIS K.C., 2000 — The “fluffy layer” 

in the Pomeranian Bight (western Baltic Sea): geochemistry, 

mineralogy and environmental aspects. Meyniana, 52: 

85–100. 

McLENNAN S.M., 1989 — Rare earth elements in sedimentary 

rocks: influence of provenance and processes. W: Geochemistry 

and mineralogy of rare earth elements (red. B.R. Lipin, 

G.A. McKay). Rev. Mineral., 21: 169–200. 

MOENKE-BLANKENBURG L., JAHN K., BRÜGMANN L., 

1989 — Laser-microanalytical studies on distribution patterns 

of manganese, iron and barium in Fe/Mn-accumulates 

of western Baltic Sea. Chem. Erde, 49: 39–46. 

NEUMANN T., LEIPE T., BRAND T., SHIMMIELD G., 1996 

— Accumulation of heavy metals in the Oder estuary and its 

off-shore basins. Chem. Erde, 56: 207–222. 

Literatura 

OSADCZUK A., WAWRZYNIAK-WYDROWSKA B., 1998 

— Sediments in the Szczecin Lagoon: selected elements and 

macrobenthos. Greifswalder Geographische Arbeiten, 16: 

169–193. 

PAETZEL M., SCHRADER H., BJERKLI K., 1994 — Do decreased 

trace metal concentrations in surficial Skagerrak sediments 

over the last 15–30 years indicate decreased pollution? 

Environ. Pollut., 84: 213–226. 

PEMPKOWIAK J., BELDOWSKI J., PAZDRO K., STANI- 

SZEWSKI A., ZABORSKA A., LEIPE T., EMEIS K., 2005 

— Factors influencing fluffy layer suspended matter (FLSM) 

properties in the Odra River – Pomeranian Bay – Arkona 

Deep system (Baltic Sea) as derived by principal component 

analysis (PCA), and cluster analysis (CA). Hydrol. Earth 

Syst. Sci., 9: 67–80. 


sediments. MERI Report Series of the Finnish Institute of 

Marine Research, No. 50. 

PERTTILÄ M., BRÜGMANN L., 1992 — Review of contaminants 

in Baltic sediments. ICES Cooperative Research Report, 

No. 180. 

SHEPARD F.P., 1954 — Nomenclature based on sand-silt-clay 

ratio. J. Sediment. Petrol., 24, 3: 151–158. 

STERNBECK J., SOHLENIUS G., HALLBERG R.O., 2000 — 

Sedimentary trace elements as proxies to depositional changes 

induced by a Holocene fresh-brackish water transition. 

Aquatic Geochem., 6: 325–345. 


po³udniowego Ba³tyku. Pañstw. Inst. Geol., 

Warszawa. 

SZEFER P., 1998 — Distribution and behaviour of selected 

heavy metals in various components of the southern Baltic 

ecosystem. Appl. Geochem., 13: 287–292. 


the Baltic Sea ecosystem. Elsevier Science B.V., Amsterdam. 

SZEFER P., GLASBY G.P., KUSAK A., SZEFER K., JAN- 

KOWSKA H., WOLOWICZ M., ALI A.A., 1998 — Evaluation 

of anthropogenic influx of metallic pollutants into 

Puck Bay, southern Baltic. Appl. Geochem., 13: 293–304. 

SZEFER P., GLASBY G.P., PEMPKOWIAK J., KALISZAN 

R., 1995 — Extraction studies of heavy-metal pollutants in 

surficial sediments from the southern Baltic Sea of Poland. 

Chem. Geol., 120: 111–126. 

SZEFER P., GLASBY G.P., STÜBEN D., KUSAK A., GEL- 

DON J., BERNER Z., NEUMANN T., WARZOCHA J., 

1999 — Distribution of selected heavy metals and rare earth 

elements in surficial sediments from the Polish sector of 

the Vistula Lagoon. Chemosphere, 39: 2785–2798. 

273

SZEFER P., GLASBY G.P., SZEFER K., PEMPKOWIAK J., 

KALISZAN R., 1996 — Heavy-metal pollution in surficial 

marine sediments from the southern Baltic Sea of Poland. 

J. Environ. Sci. Health, 31A: 2723–2754. 

SZEFER P., SKWARZEC B., 1988 — Distribution and possible 

sources of some elements in the sediment cores of the southern 

Baltic. Mar. Chem., 23: 109–129. 

UŒCINOWICZ Sz., 1997 — Basen Gdañski. Prz. Geol., 45, 6: 

589–594. 

UŒCINOWICZ Sz., EBBING J., LABAN C., ZACHOWICZ J., 

1998 — Recent muds of the Gulf of Gdañsk. Baltica,11: 25–32. 

UŒCINOWICZ Sz., KRAMARSKA R., PRZEZDZIECKI P. 

i in., 2008 — Rozpoznanie i wizualizacja budowy geologicznej 

Zatoki Gdañskiej dla potrzeb gospodarowania zasobami 

naturalnymi. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., 

Oddz. Geologii Morza, Gdañsk. 


UŒCINOWICZ Sz., ZACHOWICZ J., 1992 — Objaœnienia do 

mapy geologicznej dna Ba³tyku 1:200 000, ark. Rønne- 

-Nexø. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa. 

UŒCINOWICZ Sz. ZACHOWICZ J., 1994 — Objaœnienia do 

mapy geologicznej dna Ba³tyku 1:200 000, ark.: Gdañsk, 

Elbl¹g, G³êbia Gdañska. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa. 

VALLIUS H., 1999a — Anthropogenically derived heavy metals 

in recent sediments of the Gulf of Finland, Baltic Sea. 

Chemosphere, 38: 945–962. 

VALLIUS H., 1999b — Heavy metal deposition and variation in 

sedimentation rate within a sedimentary basin in central 

Gulf of Finland. Chemosphere, 38: 1959–1972. 

VALLIUS H., LEIVUORI M., 1999 — The distribution of heavy 

metals and arsenic in recent sediments of the Gulf of Finland. 

Boreal Environ. Res., 4: 19–29.

Rozdzia³ 9 

TRWA£E ZANIECZYSZCZENIA ORGANICZNE 

W OSADACH MORZA BA£TYCKIEGO 

Trwa³e zanieczyszczenia organiczne (TZO) s¹ zwi¹zkami 

organicznymi odpornymi w œrodowisku na degradacjê 

chemiczn¹, biologiczn¹ i fotolityczn¹. S¹ szeroko 

rozpowszechnione w œrodowisku i znajdowane we wszystkich 

jego elementach. Niektóre charakteryzuj¹ siê wysok¹ 

prê¿noœci¹ par i z tego powodu mog¹ byæ transportowane 

w atmosferze na du¿e odleg³oœci (Ramamoorthy, 

Ramamoorthy, 1997). Wiêkszoœæ z tych zwi¹zków s³abo 

rozpuszcza siê w wodzie, a bardzo dobrze w t³uszczach, 

co powoduje ³atwoœæ przenikania przez b³ony fosfolipidowe 

i bioakumulacjê w tkankach t³uszczowych. Zwi¹zki 

te mog¹ byæ bioakumulowane w tkankach ludzi i zwierz¹t 

oraz podlegaæ biomagnifikacji w ³añcuchu ¿ywieniowym 

(Strandberg i in., 2000; Henny i in., 2003; Nfon i in., 

2008). U ludzi ekspozycja na TZO mo¿e przyczyniaæ siê 

do œmierci lub powodowaæ problemy zdrowotne w nastêpstwie 

zaburzenia systemu endokrynologicznego, reprodukcji 

i systemu immunologicznego, mo¿e powodowaæ 

zaburzenia neurobehawioralne oraz nowotwory. 

Do trwa³ych zanieczyszczeñ zalicza siê przede wszystkim 

pestycydy chloroorganiczne (aldryna, chlordan, DDT, 

dieldryna, endryna, heptachlor, heksachlorobenzen, mirex, 

toksafen) oraz polichlorowane bifenyle (PCB) i dioksyny 

(PCDD, PCDF). W przesz³oœci wiêkszoœæ tych zwi¹zków 

organicznych by³a szeroko stosowana w rolnictwie jako 

œrodki ochrony roœlin, w elektrotechnice jako ciecze dielektryczne, 

a tak¿e jako konserwanty do drewna i tkanin, 

plastyfikatory do tworzyw sztucznych, farb i lakierów oraz 

jako dodatki przeciwzapalne do tworzyw sztucznych (pianek 

poliuretanowych). Zakaz ich produkcji i obrotu handlowego 

nie zlikwidowa³ problemu, zwi¹zki te wci¹¿ po- 

zostaj¹ w œrodowisku (odpady œrodków ochrony roœlin, 

oleje w transformatorach i kondensatorach). Czêœæ z tych 

zwi¹zków (np. dioksyny) nadal powstaje w sposób niezamierzony 

w niektórych instalacjach przemys³owych jako 

niechciane produkty uboczne. Do trwa³ych zanieczyszczeñ 

organicznych w³¹cza siê tak¿e inne toksyczne organiczne 

mikrozanieczyszczenia, np. kancerogenne wielopierœcieniowe 

wêglowodory aromatyczne, niektóre bromowane 

retardanty oraz zwi¹zki organometaliczne, m.in. 

TBT (tributylocyna). 

Z powodu s³abej rozpuszczalnoœci TZO w wodzie 

zwi¹zki te s¹ najczêœciej zaadsorbowane na drobnoziarnistym 

materiale transportowanym w atmosferze lub wodach. 

W konsekwencji sedymentacji zatrzymywane s¹ 

w osadach wraz z osiadaj¹cymi zawiesinami (Abbt-Braun, 

Frimmel 1996; Lohmann i in., 2005). Czêœæ TZO zatrzymana 

w osadach wód powierzchniowych mo¿e przenikaæ do 

³añcucha troficznego. Na ogó³ stê¿enie zanieczyszczeñ organicznych 

w osadach jest kilkadziesi¹t-kilkaset razy wiêksze 

ni¿ w wodach znajduj¹cych siê nad nimi. Stê¿enie mikrozanieczyszczeñ 

organicznych w osadach waha siê w szerokim 

zakresie i w du¿ym stopniu uwarunkowane jest stê¿eniem 

materii organicznej. Mniejsze koncentracje wystêpuj¹ 

w osadach piaszczystych, natomiast mu³y organiczne zawieraj¹ 

ich znacznie wiêcej (Sapota, 2006). 

Morze Ba³tyckie jest jednym z obszarów wodnych, 

którego osady s¹ najbardziej zanieczyszczone trwa³ymi 

zanieczyszczeniami organicznymi. Du¿a zawartoœæ dioksyn 

w rybach pochodz¹cych z Ba³tyku spowodowa³a 

wprowadzenie rekomendacji ograniczaj¹cych ich spo¿ycie 

przez ludzi. TZO do Ba³tyku wprowadzane s¹ przede 

275

wszystkim z atmosfery, przez rzeki uchodz¹ce do morza 

oraz punktowe Ÿród³a emisji zlokalizowane na wybrze- 

¿ach. TZO znajduj¹ siê w œciekach odprowadzanych z niektórych 

zak³adów przemys³owych (m.in. z zak³adów papierniczo-celulozowych, 

zak³adów przemys³u chemii organicznej, 

koksowni, hut metali) oraz w œciekach komunalnych. 

Wed³ug informacji z Thematic Reports HEL- 

COM nr 83, 98, 99 (2001a, b, 2002) w zlewni Ba³tyku 

znajduj¹ siê liczne Ÿród³a zanieczyszczenia, z których 

bezpoœrednio lub poœrednio mog¹ pochodziæ TZO trafiaj¹ce 

do morza. W Szwecji istotnymi Ÿród³ami TZO s¹ 

œcieki odprowadzane z Göteborga i Sztokholmu, piêæ 

zak³adów przemys³u papierniczo-celulozowego odprowadzaj¹cych 

œcieki m.in. do zatok Hanö i Sundsvall oraz 

huta w Skelleftehamn. W Finlandii Ÿród³em TZO s¹ œcieki 

komunalne z rejonu Helsinek, zak³ady papierniczo-celulozowe 

w Kotka (œcieki trafiaj¹ do Zatoki Fiñskiej) i Kemi 

(œcieki zrzucane s¹ do Zatoki Botnickiej) oraz huta 

9.1. Polichlorowane bifenyle 

Polichlorowane bifenyle (PCB), zwi¹zki bardzo trwa³e, 

niepalne, lipofilne, s³abo rozpuszczalne w wodzie, mia³y 

szerokie zastosowanie przemys³owe od lat trzydziestych 

do wczesnych lat siedemdziesi¹tych ubieg³ego wieku. 

By³y wykorzystywane jako ciecze dielektryczne do kondensatorów 

i transformatorów wysokiego napiêcia, jako 

p³yny robocze w si³ownikach hydraulicznych i wymiennikach 

ciep³a, dodatki do farb i lakierów, plastyfikatory do 

tworzyw sztucznych, wype³niacze w œrodkach ochrony roœlin, 

a tak¿e jako substancje do powlekania powierzchni, 

œrodki uniepalniaj¹ce do impregnacji drewna, stosowane 

by³y równie¿ w produkcji papierów powielaj¹cych (Ramamoorthy, 

Ramamoorthy, 1997). Po wykryciu rakotwórczych, 

toksycznych, teratogennych, immunodepresyjnych 

w³aœciwoœci PCB, a tak¿e ich zdolnoœci do bioakumulacji, 

produkcja i stosowanie PCB zosta³y wstrzymane w 1977 r., 

ale nadal pozostaj¹ one w u¿yciu w istniej¹cych urz¹dzeniach 

i produktach. Polichlorowane bifenyle s¹ uwalniane 

do œrodowiska podczas spalania wêgla w elektrowniach, 

spalania odpadów szpitalnych, spalania wêgla kamiennego 

i drewna w sektorze mieszkaniowym i komunalnym. Ich 

obecnoœæ w œrodowisku jest tak¿e nastêpstwem wycieków 

smarów z pojazdów i maszyn, wycieków z uszkodzonych 

276 

Trwa³e zanieczyszczenia organiczne w osadach Morza Ba³tyckiego 

w Harjavalta. Z terenu Niemiec zanieczyszczenia s¹ wnoszone 

przez œcieki przemys³owo-komunalne z Beck, Wismaru, 

Rostoku do Morza Be³tów, a do Basenu Arkoñskiego 

– z Greifswaldu, Neubrandenburga, Stralsundu, 

Stavenhagen. Z obszaru Rosji do Zatoki Fiñskiej trafiaj¹ 

œcieki komunalno-przemys³owe z St. Petersburga (huta 

aluminium, zak³ady przemys³u celulozowo-papierniczego). 

W Zatoce Gdañskiej Ÿród³em zanieczyszczeñ s¹ rafineria 

i œcieki komunalno-przemys³owe z Trójmiasta. 

Na obszarze £otwy TZO wnoszone s¹ ze œciekami komunalno-przemys³owymi 

z Rygi, z zak³adów przemys³u 

papierniczo-celulozowego w Sloka (œcieki odprowadzane 

s¹ do rzeki Lielupe). Na obszarze Litwy Ÿród³em TZO 

jest rafineria Ma�eikiai i terminal morski oraz zak³ady 

przemys³u papierniczego w K³ajpedzie. W Estonii TZO 

emitowane s¹ do œrodowiska przede wszystkim przez 

zak³ady papierniczo-celulozowe w Kehra. 

wymienników ciep³a i transformatorów, migracji ze sk³adowisk 

odpadów oraz emisji zanieczyszczeñ z niektórych 

procesów technologicznych. PCB ze wzglêdu na wysok¹ 

prê¿noœæ ich par ³atwo ulatniaj¹ siê do atmosfery z gleb, 

wód powierzchniowych, osadników i sk³adowisk odpadów 

i z tego powodu ich atmosferyczna depozycja zarówno 

z suchymi, jak i mokrymi opadami odgrywa wa¿n¹ rolê 

w obiegu tych zanieczyszczeñ w œrodowisku (Offenberg, 

Baker, 1997; Eisenberg i in., 1998; Hsu i in., 2003; Totten 

i in., 2003). Polichlorowane bifenyle wykrywane s¹ we 

wspó³czesnych osadach w zawartoœci nawet do kilku-kilkuset 

mg/kg (Kannan i in., 1997). 

Podobnie jak i inne TZO, równie¿ polichlorowane bifenyle 

koncentruj¹ siê g³ównie w osadach drobnoziarnistych 

wzbogaconych w substancjê organiczn¹. 

9.1.1. Polichlorowane bifenyle w powierzchniowej 

warstwie osadów mulisto-ilastych 

W obrêbie Ba³tyku wystêpuje bardzo du¿a zmiennoœæ 

zawartoœci PCB. W osadach pobranych w pobli¿u Sztokholmu 

stwierdzono zawartoœci 100 ng/g (Meili i in., 

2000), w G³êbi Landsort 3–10 ng/g (Witt i in., 1997),

zaœ w G³êbi Gotlandzkiej 14,3 ng/g (Biselli i in., 2005). 

Zawartoœæ PCB w osadach powierzchniowych w Zatoce 

Botnickiej w strefie brzegowej waha siê w przedziale od 

0,9 do 3,5 ng/g w pó³nocnej czêœci zatoki i od 4,1 do 

6,5 ng/g w czêœci po³udniowej (van Bavel i in., 1996). 

PóŸniejsze badania w tym rejonie wykaza³y stê¿enie PCB 

do 9–9,3 ng/g (Strandberg i in., 2000). W Zatoce Botnickiej, 

w pobli¿u Iggesund (gdzie dzia³aj¹ zak³ady papiernicze), 

osady powierzchniowe charakteryzowa³y siê zawartoœci¹ 

ponad 4 ng/g sumy 14 kongenerów (Olsson i in., 

2004). W Zatoce Fiñskiej w osadach pobranych w latach 

2001–2002 zawartoœæ PCB oznaczono na 2,5–4,1 ng/g 

(Pikkarainen, 2007). We wczeœniej badanych osadach 

odnotowano wy¿sze stê¿enia PCB (Jonsson, 2000). W Zatoce 

Fiñskiej bardzo wysokie zawartoœci PCB w osadach 

stwierdzono przy ujœciu rzeki Kymijoki – 2020 kg (Isosaari 

i in., 2002). W zachodnim Ba³tyku najwiêksze zawartoœci 

PCB (13 kongenerów) stwierdzono w estuarium rzeki 

Warnow (214 ng/g) i w Zatoce Wismarskiej (Dannenberg, 

Lerz, 1996). Bardzo du¿e zawartoœci wykryto tak¿e 

przy ujœciu rzeki Peene – 122 ng/g (Müller, Schilling, 

1998). W obrêbie Basenu Arkoñskiego zawartoœæ sumy 

23 kongenerów PCB zmienia³a siê w zakresie od

osadów Ba³tyku wykaza³y ni¿sze stê¿enia PCB (7 kongenerów) 

0,2–78 ng/g (Pikkarainen, 2007). Najwiêkszy 

spadek zawartoœci PCB stwierdzono dla osadów Zatoki 

Fiñskiej. Na podstawie badañ PCB w powierzchniowych 

osadach archipelagu sztokholmskiego wywnioskowano, 

¿e ich zawartoœæ w przeliczeniu na wêgiel organiczny nie 

jest uwarunkowana g³êbokoœci¹ ani typem osadu (Jönsson, 

Carman, 2000). 

Badania wykonane w ramach projektu ICES/HELCOM 

Sediment Baseline Study (Perttilä red., 2003) wykaza³y 

zmiany zawartoœci PCB w profilu pionowym. Najwy¿sze 

zawartoœci PCB (92,84 ng/g) odnotowano w Basenie 

Pó³nocnocentralnym (stacja 180) w warstwie osadów zalegaj¹cych 

na g³êbokoœci 5–7 cm poni¿ej powierzchni 

dna, podczas gdy w warstwie powierzchniowej (0–2 cm) 

ich zawartoœæ wynosi³a 14,08 ng/g (fig. 9.2). Podobne 

maksymalne zawartoœci PCB wystêpowa³y pod powierzchni¹ 

dna w Basenie Bornholmskim (stacja 169), zachodniej 

czêœci Basenu Gotlandzkiego (stacja 178) i Zatoce 

Fiñskiej (stacja 187). Ci¹g³y wzrost zawartoœci PCB (przynajmniej 

do 1993 r.) stwierdzono w Basenie Gdañskim 

(stacje 169 i 170) oraz we wschodniej czêœci Basenu Gotlandzkiego 

(stacja 171). 

278 

Fig. 9.2. Zawartoœæ polichlorowanych bifenyli (PCB) 

w profilach pionowych osadów Ba³tyku (wg Jonsson, 

Kankaanpää, 2003); lokalizacja stacji na fig. 1.1 


W powierzchniowej warstwie osadów pobranych w po- 

³udniowej czêœci Ba³tyku w latach 1996–1999 zawartoœæ 

PCB (7 kongenerów) waha³a siê od 1 do 149 ng/g (œrednia 

poni¿ej 40 ng/g). Po powodzi w 1997 r. zaobserwowano 

wzrost zawartoœci PCB, ale w nastêpnych latach 

nast¹pi³ ponowny spadek ich stê¿enia. Badania osadów 

z Basenu Gdañskiego wykaza³y, ¿e zawieraj¹ one 27 ng/g 

PCB (6 kongenerów), znacznie wiêcej ni¿ osady pobrane 

w pobli¿u portu w Gdyni (14 ng/g) i w pobli¿u ujœcia 

Wis³y (7 ng/kg) (Kowalewska, Konat, 2001). Pomimo ¿e 

zarówno port w Gdyni, jak i ujœcie Wis³y s¹ Ÿród³ami 

PCB w Zatoce Gdañskiej, to podwy¿szone ich koncentracje 

w osadach Basenu Gdañskiego potwierdzaj¹ dominuj¹c¹ 

rolê frakcji drobnodyspersyjnych i materii organicznej 

w kumulowaniu zanieczyszczeñ. Zarówno na 

przedpolu ujœcia Wis³y, jak i portu Gdynia wystêpuj¹ 

osady piaszczyste. 

Badania osadów wykonane przez Pazdro (2004) w Zatoce 

Gdañskiej wykaza³y, ¿e zawartoœæ poszczególnych 

kongenerów PCB waha siê od 0,3 do 12,21 ng/g. Na ogó³ 

wy¿sze zawartoœci odnotowywano w pobli¿u toru wodnego 

ze Œwinoujœcia do Szczecina w Zalewie Szczeciñskim. 

W osadach G³êbi Gdañskiej stê¿enia PCB wynosi³y 

Tabela 9.1 

Zawartoœæ polichlorowanych bifenyli (PCB) i ca³kowitego 

wêgla organicznego (TOC) w osadach Basenu Gdañskiego 

(na podstawie danych z projektu MASS; lokalizacja stacji 

badawczych – Dodatek 3 fig. 1) 

Nr 

próbki 

PCB [ng/g] Typ osadu 

i zawartoœæ frakcji 

lab. PIG lab. BSG >0,05 mm 

1/97 0,3 0,6 

piasek drobnoziarnisty 

(98%) 

TOC 

[%] 

0,39 

2/97 9,7 8,6 

mu³ lekko piaszczysty 

(17%) 

3,41 

3/97 17,1 16,1 mu³ (1,5%) 7,10 

1/98 8,3 6,6 mu³ (1,1%) 5,02 

2/98 4,2 4,0 

3/98 0,1 0,1 

mu³ lekko piaszczysty 

(16,9%) 

piasek drobnoziarnisty 

(95,4%) 

2,61 

0,17

Fig. 9.3. Zawartoœæ PCB (7 kongenerów) w powierzchniowej 

warstwie (0–2 cm) osadów Basenu Gdañskiego; min. 

0,1 ng/g, maks. 17,1 ng/g (wg Jonsson, Kankaanpää, 2003) 

Lewy s³upek – analizy wykonane w Centralnym Laboratorium 

Chemicznym Pañstwowego Instytutu Geologicznego, prawy 

s³upek – analizy wykonane w laboratorium Brytyjskiej S³u¿by 

Geologicznej. 

9.2. Pestycydy chloroorganiczne 

Pestycydy chloroorganiczne, wykorzystywane przez 

kilkadziesi¹t lat do usuwania i niszczenia chwastów, zwalczania 

paso¿ytów, a tak¿e do ograniczania strat p³odów 

rolnych podczas ich magazynowania, spowodowa³y równie¿ 

wiele niekorzystnych skutków w œrodowisku (Ramamoorthy, 

Ramamoorthy, 1997). Mimo ¿e wiele spoœród 

tych zwi¹zków ze wzglêdu na ich szkodliwe oddzia³ywanie 

na organizmy zwierzêce i bardzo ma³¹ podatnoœæ 

na degradacjê w œrodowisku zosta³o wycofanych 

z produkcji i u¿ycia w wielu krajach, to jednak s¹ one 

nadal produkowane i stosowane w krajach rozwijaj¹cych 

siê. I niestety, ze wzglêdu na w³aœciwoœci fizyczne tych 

zwi¹zków (wysoka prê¿noœæ par), stosunkowo ³atwo czêœæ 

z pestycydów rozsianych na polach uprawnych i plantacjach 

w krajach tropikalnych, zw³aszcza na gleby o bardzo 

ma³ej zawartoœci materii organicznej i poddanych silnej 

radiacji s³oñca, przedostaje siê do atmosfery i jest 

Pestycydy chloroorganiczne 

5 ng/g, a w osadach Ba³tyku zachodniego – 1,9–2,5 ng/g 

(Sapota, 2006). 

W latach 1997–1998 w ramach wspólnego polsko-litewsko-holendersko-brytyjskiego 

projektu (Uœcinowicz 

i in., 1999) oznaczono zawartoœæ 7 kongenerów PCB 

w powierzchniowej warstwie osadów Basenu Gdañskiego. 

Analizy wykonane dla tych samych próbek w laboratoriach 

Pañstwowego Instytutu Geologicznego (PIG) 

i Brytyjskiej S³u¿by Geologicznej (BSG) wykaza³y du¿¹ 

zbie¿noœæ otrzymanych wyników. Najwy¿sze stê¿enia 

PCB stwierdzono w po³udniowej, najg³êbszej czêœci Basenu 

Gdañskiego, w osadach mulasto-ilastych wzbogaconych 

w materiê organiczn¹ (tab. 9.1, fig. 9.3). Zawartoœci 

PCB w osadach litewskiej czêœci Basenu Gdañskiego s¹ 

prawie dwukrotnie mniejsze ni¿ w czêœci polskiej, i to zarówno 

w osadach mulistych, jak i piaszczystych. 

Ni¿sze zawartoœci PCB w osadach pó³nocnej czêœci 

Basenu Gdañskiego (pr. 1/98, 2/98, 3/98) tylko czêœciowo 

mo¿na wyjaœniæ mniejsz¹ zawartoœci¹ wêgla organicznego. 

Szczególnie wyraŸnie zaznacza siê to w próbkach 

piasków ze strefy przybrze¿nej. Wy¿sze zawartoœci 

PCB w piaskach z przedpola ujœcia Wis³y (pr. 1/97) w porównaniu 

do piasków z przedpola portu w K³ajpedzie 

(pr. 3/98) wskazuj¹ na znacz¹cy udzia³ Wis³y w dostawie 

polichlorowanych bifenyli do Basenu Gdañskiego. 

transportowana wraz z masami powietrza na du¿e odleg³oœci 

w kierunku biegunów. Czêœæ z nich trafia z opadami 

atmosferycznymi do gleb strefy umiarkowanej (Ramamoorthy, 

Ramamoorthy, 1997; Grynkiewicz i in., 2003). 

Ze wzglêdu na s³ab¹ rozpuszczalnoœæ w wodzie zwi¹zki 

te podlegaj¹ adsorpcji na cz¹steczkach zawiesin i wraz 

z nimi odk³adaj¹ siê w osadach dennych. 

Z grupy pestycydów chloroorganicznych najwiêkszy 

problem stanowi¹ pozosta³oœci DDT i jego metabolity 

(p,p’-DDE, p,p’-DDD), stereoizomery heksachlorocykloheksanu 

(�-HCH, �-HCH, �-HCH, �-HCH) oraz heptachlor, 

aldryna i dieldryna. We wspó³czesnych osadach 

wodnych zawartoœæ poszczególnych pestycydów chloroorganicznych 

waha siê od zawartoœci poni¿ej limitu detekcji 

do kilkuset tysiêcy ng/g w warunkach ekstremalnych, 

ale na ogó³ nawet w bardzo zanieczyszczonych osadach 

zawartoœæ tych zwi¹zków nie przekracza 1000 ng/g. 

279

Pestycydy chloroorganiczne wywo³uj¹ u zwierz¹t i ludzi 

odleg³e skutki genotoksyczne (mutagenne, teratogenne, 

rakotwórcze), neurotoksyczne (oœrodkowe i obwodowe), 

immunotoksyczne, embriotoksyczne oraz wp³ywaj¹ na 

gospodarkê hormonaln¹ organizmów i przebieg procesów 

enzymatycznych. 

Informacji o wystêpowaniu DDT w osadach Morza 

Ba³tyckiego jest niewiele. W osadach w po³udniowym 

Ba³tyku zawartoœæ DDT wynosi 0,4–1,9 ng/g, w Basenie 

Gotlandzkim 0,7–1,9 ng/g, w pó³nocnej czêœci Ba³tyku 

W³aœciwego i w Zatoce Fiñskiej odpowiednio 1,2–3,2 

i 2,6–5,0 ng/g (Pikkarainen, 2007). Najwy¿sze stê¿enia 

stwierdzono we wschodniej czêœci Zatoki Fiñskiej. 

Jednak¿e s¹ to zawartoœci ni¿sze ni¿ przedstawiano 

wczeœniej. 

We wczeœniejszych badaniach w osadach ba³tyckich 

stwierdzano nastêpuj¹ce stê¿enia DDT: 

– Basen Gotlandzki: p,p-DDD – 8,41 ng/g, p,p-DDE 

– 9,6 ng/g (Biselli i in., 2005); 

– Zatoka Botnicka 1,9–18 ng/g, Morze Botnickie 

0,5–3,4 ng/g (Strandberg i in., 2000); 

– zachodni Ba³tyk do 85 ng/g DDT (estuarium Warnow), 

�-HCH do 2,8 ng/g (Dannenberg, Lerz, 1996); 

9.3. Dioksyny 

Dioksyny to potoczna nazwa grupy organicznych zwi¹zków 

chemicznych bêd¹cych pochodnymi oksantrenu. 

Podobnymi zwi¹zkami s¹ dibenzofurany, które niekiedy 

zalicza siê do dioksyn. Dioksyny charakteryzuj¹ siê ekstremalnie 

s³ab¹ rozpuszczalnoœci¹ w wodzie i bardzo niskim 

ciœnieniem par, a zarazem cechuje je bardzo silna 

adsorpcja na powierzchni cz¹steczek. Polichlorowane 

dibenzo-p-dioksyny i dibenzofurany (PCDD/F) s¹ powszechnym 

zanieczyszczeniem w œrodowisku, ich obecnoœæ 

jest stwierdzana w glebach, osadach dennych, wodach 

œródl¹dowych, a tak¿e w pyle zawieszonym w powietrzu. 

W znacznych stê¿eniach wystêpuj¹ w odpadach 

chemicznych, pestycydach, popio³ach ze spalania odpadów, 

w tym tak¿e odpadów komunalnych. W warunkach 

naturalnych powstaj¹ w œladowych iloœciach jako produkt 

dzia³alnoœci wulkanów oraz naturalnych po¿arów 

lasów, torfowisk i stepów. 

280 


– u wybrze¿y Niemiec, w pobli¿u ujœcia rzeki Peene, 

œrednio 70 ng/g DDT (Müller, Schilling, 1998); 

– Basen Arkoñski 9,6 ng/g DDT (Ricking i in., 

2005); w osadach dominuj¹ metabolity: p,p’-DDD 

– 2,44 ng/g i p,p’-DDE – 1,92 ng/g (Biselli i in., 

2005). 

W osadach Ba³tyku odnotowano 0,003–0,24 ng/g lindanu, 

a w osadach zachodniego Ba³tyku – do 1,5 ng/g 

(Dannenberg, Lerz, 1996; Pikkarainen, 2007). 

W osadach powierzchniowych po³udniowego Ba³tyku, 

pobranych do analiz w latach 1996–2005, najwy¿sze 

zawartoœci pestycydów stwierdzono w najg³êbszej czêœci 

Basenu Gdañskiego, w której akumulowane s¹ zanieczyszczenia 

transportowane Wis³¹. Zawartoœæ ÓHCH wynosi³a 

1,73 ng/g, a ÓDDT – 4,39 ng/g. W Basenie Bornholmskim, 

w którym gromadz¹ siê zanieczyszczenia transportowane 

Odr¹, zawartoœæ ÓHCH wynosi³a 2,13 ng/g, 

a ÓDDT – 0,98 ng/g. Osady gromadz¹ce siê w p³ytszych 

wodach charakteryzowa³y siê nieco wy¿szymi koncentracjami 

(Sapota, 2006). Podobne zakresy zawartoœci pestycydów 

chloroorganicznych przedstawi³a Pazdro (2004): 

w osadach Zatoki Gdañskiej zawartoœæ DDT wynosi³a 

1,5–6 ng/g, a lindanu – od 0,5 do 4 ng/g. 

Niezamierzone powstawanie i uruchamianie do œrodowiska 

dioksyn towarzyszy technologicznej dzia³alnoœci 

ludzi od co najmniej stu lat. G³ównym Ÿród³em s¹: 

produkcja herbicydów i pentachlorofenoli, procesy bielenia 

w przemyœle papierniczym, spalanie odpadów komunalnych 

i przemys³owych oraz impregnowanie drewna. 

Polichlorek winylu, stosowany powszechnie jako 

tworzywo, z którego wykonywane s¹ wszelkiego rodzaju 

opakowania, detale budowlane i izolacje, jest podstawowym 

Ÿród³em chloru w spalanych odpadach. Prekursorami 

dioksyn w odpadach komunalnych s¹ tak¿e inne 

zwi¹zki organiczne w obecnoœci chlorku sodu (sól kuchenna) 

i katalizatorów, takich jak np. miedŸ (Addink, 

Olie, 1995). 

� ród³em dioksyn w œrodowisku s¹ procesy spalania 

wêgla kamiennego, chocia¿ powoduj¹ one emitowanie 

dioksyn na ni¿szym poziomie ni¿ spalanie odpadów

komunalnych Obecnie g³ównym Ÿród³em emisji dioksyn 

do atmosfery s¹ po¿ary lasów; wielkoœæ tej emisji wielokrotnie 

przewy¿sza emisjê ze Ÿróde³ przemys³owych. 

Specyficzny sk³ad kongenerów PCDD/F odzwierciedla 

Ÿród³o zanieczyszczenia. Na przyk³ad 2,3,7,8-TCDD, 

2,3,7,8-TCDF i OCDF s¹ wskaŸnikami bielenia pulpy 

papierowej i produkcji chlorku winylu, kongener 

1,2,3,4,6,7,8-HpCDF jest wskaŸnikiem produkcji chlorofenoli, 

OCDD jest g³ównym kongenerem w py³ach atmosferycznych, 

jako zanieczyszczenie techniczne pentachlorofenoli. 

Sk³ad dioksyn (spektrum) z zak³adów hut 

miedzi i ¿elaza jest podobny do spektrum dioksyn ze spalania 

odpadów komunalnych. Zak³ady produkcji chloru 

i sody charakteryzuj¹ siê du¿ym udzia³em zwi¹zków wy- 

¿ej chlorowanych (Keller, Rappe, 1995; Sundqvist i in., 

2009). 

Dioksyny podlegaj¹ bioakumulacji w organizmach ¿ywych 

ze wzglêdu na ich w³aœciwoœci lipofilne. Z istniej¹cych 

75 mo¿liwych kongenerów dibenzodioksyny, 

7 jest bardzo toksycznych. Najbardziej niebezpiecznym 

kongenerem jest 2,3,7,8-tetrachlorodibenzodioksyna, 

w skrócie 2,3,7,8-TCDD. Szkodliwe dzia³anie dioksyn 

polega g³ównie na zak³óceniu funkcji wydzielania wewnêtrznego 

hormonów sterydowych. Mog¹ one oddzia³ywaæ 

teratogennie i mutagennie oraz podejrzane s¹ o dzia- 

³anie rakotwórcze. Dioksyny powoduj¹ zmiany patologiczne 

w centralnym i peryferyjnym uk³adzie nerwowym, 

uszkodzenia systemu immunologicznego, zaburzenia 

w pracy tarczycy, cukrzycê. Du¿e stê¿enie dioksyn 

ma te¿ dzia³anie alergiczne, szczególnie skórne. Okres 

pó³trwania w organizmie cz³owieka jest szacowany na 

7,8–132 lat. Przypuszcza siê, ¿e mo¿e byæ szybko utleniany 

przez cytochrom 450 i szybko usuwany z organizmu. 

Badania osadów Ba³tyku wykaza³y niewielkie, ale 

istotne zawartoœci PCDD/F zakresie 91–234 pg/g w osadach 

datowanych na lata 1882–1962. W osadach datowanych 

na lata 1970–1985 zakres zawartoœci PCDD/F wzrós³ 

wyraŸnie i zawiera³ siê w przedziale od 520 do 1800 pg/g. 

Jednoczeœnie zmianie uleg³ profil (spektrum) tych zwi¹z- 

Dioksyny 

ków (Keller, Rappe, 1995). Najwy¿sze zawartoœci dioksyn 

wystêpuj¹ w osadach przy pó³nocnym wybrze¿u Zatoki 

Fiñskiej (Verta i in., 2007). Najwy¿sze zawartoœci 

stwierdzono wzd³u¿ wybrze¿y Finlandii, gdzie lokalnie 

sumaryczne ich stê¿enie osi¹ga nawet 101 000 pg/g (Isosaari 

i in., 2002). Zidentyfikowano dwa punktowe Ÿród³a: 

produkcjê chlorku winylu w zak³adach w Sköldvik i produkcjê 

chlorofenoli w dwóch zak³adach zlokalizowanych 

nad rzek¹ Kymijoki. Obecnie oba te zak³ady s¹ zamkniête, 

ale zanieczyszczone osady rzeki Kymijoki s¹ ci¹gle 

Ÿród³em dioksyn dla Zatoki Fiñskiej. Kymijoki, czwarta 

co do wielkoœci rzeka Finlandii, zosta³a bardzo zanieczyszczona 

przez œcieki odprowadzane z zak³adów papierniczych 

i zak³adów przemys³u chemicznego. Œrednia 

zawartoœæ PCDD/F w osadach tej rzeki w najbardziej zanieczyszczonym 

miejscu, w pobli¿u Ÿród³a emisji, wynosi³a 

42 000 pg/g, w osadach przybrze¿nych Zatoki Fiñskiej 

œrednio 15 pg/g. Stwierdzono, ¿e transport zanieczyszczeñ 

przez tê rzekê jest g³ównym Ÿród³em PCDD/F 

w osadach Zatoki Fiñskiej (Salo i in., 2008). Oszacowano, 

¿e zanieczyszczona strefa ci¹gnie siê na d³ugoœci 

75 km od wybrze¿a, a ³adunek PCDD/F zawarty w zanieczyszczonych 

osadach okreœlono na 1770 kg (Isosaari 

i in., 2002). 

Innymi Ÿród³ami zanieczyszczenia dioksynami s¹ zak³ady 

zlokalizowane w Iggesund (Szwecja) i Pietarsaari 

(Finlandia), a tak¿e zak³ady produkuj¹ce chlor i sodê 

w pobli¿u Oulu i Pori oraz huty ¿elaza. Nie stwierdzono 

¿adnego znacznego Ÿród³a zanieczyszczenia dioksynami 

w St. Petersburgu. W osadach w Basenie Arkoñskim zawartoœæ 

PCDF waha³a siê w zakresie od 2,5 do 820 pg/g, 

a PCDD od 12,7 do 2991 pg/g (Dannenberger i in., 1997). 

PóŸniejsze badania w tym basenie wykaza³y stê¿enie 

4840 pg/g �PCDD/F (Ricking i in., 2005). Zawartoœæ 

PCDD w osadach w zachodnim Ba³tyku (Morze Be³tów 

i Basen Arkoñski) waha³a siê od 2100 do 66 200 pg/g C, 

a najwy¿sze stê¿enia stwierdzono w estuarium rzeki Warnow 

(Witt i in., 1997). 

281

282 

Dodatek 5 


Dioksyny w osadach polskiej strefy przybrze¿nej Morza Ba³tyckiego 

El¿bieta Niemirycz 

Uniwersytet Gdañski, Instytut Oceanografii, al. Marsza³ka Pi³sudskiego 46, 

81-378 Gdynia, oceen@ug.edu.pl 

W Polsce analizy dioksyn (polichlorowanych dibenzo-p-dioksyn 

i dibenzofuranów, PCDD/F) w osadach 

dennych rzek rozpoczêto w 2002 r. w ramach 

miêdzynarodowego projektu GF/POL/01/IOŒ/004, stanowi¹cego 

podstawê opracowania Krajowego programu 

wdro¿enia Konwencji Sztokholmskiej (Sadowski, 

2004). Badaniami zosta³y objête osady denne obszaru 

przyujœciowego Wis³y i Odry, Zatoki Gdañskiej i Zbiornika 

W³oc³awskiego. 

Ze wzglêdu na toksyczne oddzia³ywanie na organizmy, 

stê¿enia dioksyn s¹ wyra¿ane za pomoc¹ 

wspó³czynnika równowa¿nej toksycznoœci TEQ (Toxic 

Equivalent Quantity). Wartoœæ liczbowa TEQ jest obli- 

czana przez pomno¿enie wyniku stê¿enia pojedynczego 

kongeneru PCDD/F (m) przez odpowiedni wspó³czynnik 

cz¹stkowy TEF (Toxicity Equivalent Factor), wg 

wzoru: TEQ = � (m × TEF). Wielu badaczy przyjmuje 

wartoœæ 5 pg I-TEQ /g s.m. za poziom odpowiadaj¹cy 

terenom „czystym ekologicznie”. 

Stê¿enia dioksyn w osadach rzecznych strefy przyujœciowej 

Wis³y i Odry, przeliczone na wspó³czynnik 

równowa¿nej toksycznoœci, mieœci³y siê w zakresie od 

0,7 do 5,4 pg WHO- PCDD/F –TEQ /g s.m. Na podstawie 

tych wyników wyznaczono charakterystyczny profil 

kongenerów (fig. 1), który stanowi nie tylko informacjê 

o wielkoœci stê¿eñ dioksyn w osadach, ale te¿ 

Fig. 1. Profil kongenerów PCDD/F w osadach dennych obszarów przyujœciowych Wis³y i Odry 

(Niemirycz, 2008)

o rodzaju Ÿróde³ ich pochodzenia (Grochowalski, 2001; 

Dudziñska, 2003). Profil cechuje zwiêkszona zawartoœæ 

okta i hepta chlorodibenzo-p-dioksyn (OCDD 

i HpCDD) w osadach, natomiast udzia³ najbardziej 

toksycznych kongenerów – heksa, penta i tetra chlorodibenzo-p-dioksyn 

(HxCDD, PeCDD i TeCDD) – jest 

na niskich poziomach stê¿eñ. Wskazuje to na niewielki 

dop³yw dioksyn ze Ÿróde³ antropogenicznych, takich 

jak produkcja papieru czy te¿ pestycydów. Obecnoœæ 

w osadach furanów PCDF œwiadczy o wp³ywie zanieczyszczeñ 

z powietrza, przede wszystkim ró¿nego rodzaju 

spalin, w tym pochodz¹cych z palenisk domowych 

i spalin samochodowych (Rappe, 1994; Verta 

i in., 2007). 

W latach 2008 i 2009 wykonano badania stê¿eñ 

dioksyn w morskich osadach dennych z rejonu strefy 

przybrze¿nej Zatoki Gdañskiej i z czêœci Basenu Gdañskiego. 

Najwy¿sze stê¿enia dioksyn wyst¹pi³y w warstwie 

powierzchniowej Basenu Gdañskiego (0–5 cm), 

a najni¿sze w piaszczystej warstwie przybrze¿nej Zatoki 

Gdañskiej. Osady denne polskiej strefy przybrze¿nej 

mo¿na uznaæ za ma³o zanieczyszczone dioksynami, 

gdy¿ nie przekraczaj¹ zazwyczaj poziomu 5–10 pg 

I-TEQ /g s.m. Wyznaczono te¿ profil kongenerów 

Dodatek 5 

Fig. 2. Profil kongenerów PCDD/F w osadach dennych Zatoki Gdañskiej 

(Niemirycz, Jankowska, 2011) 

PCDD/F w osadach dennych strefy przybrze¿nej po³udniowego 

Ba³tyku (fig. 2). 

Literatura 

DUDZIÑSKA M.R., 2003 — Wystêpowanie i przemiany 

polichlorowanych dibenzo-p-dioksyn i dibenzofuranów 

w uk³adach: osady œciekowe–gleba. Monografie Kom. 

In¿. Œrod. PAN, 14. Lublin. 

GROCHOWALSKI A., 2001 — Dioksyny. Cz. I – Szkodliwe 

dzia³anie, Ÿród³a powstawania. Analityka, 1: 13–17. 

NIEMIRYCZ E., 2008 – Halogenated organic compounds in 

the environment in relation to climate change. Environment 

Monitoring Library, Warsaw. 

NIEMIRYCZ E., JANKOWSKA D., 2011 — Concentrations 

and profiles of dioxins in sediments of major Polish rivers 

and the Gdañsk Basin – Baltic Sea. Chemosphere, w druku. 

RAPPE C., 1994 — Dioxins, patterns and source identification. 

Anal. Chem., 348: 63–75. 

SADOWSKI M., 2004 — Krajowy program wdro¿enia Konwencji 

Sztokholmskiej. Mat. IOŒ, Warszawa. 

VERTA M., SALO S., KORHONEN M. i in., 2007 — Dioxin 

concentrations in sediments of the Baltic Sea – a survey of 

existing data. Chemosphere, 67: 1762–1775. 

283

9.4. Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne 

Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne (WWA) 

stanowi¹ grupê zwi¹zków organicznych szeroko rozpowszechnionych 

w œrodowisku. Ich obecnoœæ stwierdzono 

tak¿e w ró¿nych produktach, np. w smole, asfalcie, kreozocie 

(Harvey, 1998; Howsam, Jones, 1998; Maliszewska-Kordybach, 

2000; Naraoka i in., 2002; Bojakowska, 

Soko³owska, 2003). W warunkach naturalnych wielopierœcieniowe 

wêglowodory tworzone s¹ w wyniku wysokotemperaturowej 

pirolizy materia³u organicznego podczas 

po¿arów naturalnych zbiorowisk roœlinnych (Koziñski, 

Saade, 1998). WWA powstaj¹ podczas diagenezy i katagenezy 

materii organicznej, zw³aszcza podczas generacji 

ropy naftowej i przeobra¿ania materia³u organicznego 

w wêgiel; poliareny tworz¹ siê tak¿e podczas wybuchów 

wulkanów (Capaccioni i in., 1995; Harvey, 1998; Howsam, 

Jones, 1998; Neilson, Hynning, 1998). Zwi¹zki te 

mog¹ byæ syntetyzowane przez roœliny, a tak¿e mog¹ byæ 

produktem przemian metabolicznych mikroorganizmów 

rozk³adaj¹cych szcz¹tki roœlinne i zwierzêce. 

Zawartoœæ WWA w piaszczystych, niezanieczyszczonych 

osadach wodnych jest bardzo ma³a, rzêdu 0,1 �g/g, 

zaœ osady bogate w materiê organiczn¹, np. osady jezior, 

charakteryzuj¹ siê czêsto zawartoœciami WWA zbli¿onymi 

do 1 ìg/g. W osadach rzek bêd¹cych odbiornikami 

œcieków, np. koksowni, zawartoœæ WWA mo¿e byæ 

ekstremalnie wysoka. Stê¿enie WWA w osadach wodnych 

i w glebach zale¿y od ich w³aœciwoœci, z których 

niew¹tpliwie najwa¿niejsz¹ rolê odgrywa zawartoœæ substancji 

organicznej. Dla porównania zawartoœæ WWA 

w glebach waha siê w znacznym zakresie: od 0,005 ìg/g 

na terenach po³o¿onych daleko od oœrodków przemys³owych 

i nieu¿ytkowanych rolniczo do kilku tysiêcy �g/g 

w osadach na terenie rafinerii lub koksowni. Œrednia zawartoœæ 

WWA w uprawnych glebach Polski – ok. 0,3 ìg/g 

– jest zbli¿ona do zawartoœci WWA w glebach innych krajów 

europejskich (Maliszewska-Kordybach, 2000). 

Niektóre spoœród zwi¹zków WWA charakteryzuj¹ siê 

w³aœciwoœciami toksycznymi, rakotwórczymi i mutagennymi, 

np. antracen, naftalen, fenantren, piren s¹ zwi¹zkami 

alergizuj¹cymi i wywo³uj¹cymi zmiany dermatologiczne, 

a benzo(a)piren jest rakotwórczy. Najsilniejsze dzia³anie rakotwórcze 

i mutagenne w stosunku do zwierz¹t wykazuj¹ 

wêglowodory, które w swojej strukturze chemicznej zawie- 

284 


raj¹ uk³ad pierœcieniowy benzo(a)antracenu; nale¿¹ do 

nich m.in. benzo(a)piren, benzo(a)antracen, chryzen, benzo(b)fluoranten, 

benzo(k)fluoranten, indeno(1,2,3–c,d)piren, 

dibenzo(ah)antracen, benzo(ghi)perylen, dibenzo(a,h)akrydyn, 

dibezno(a,j)akrydyn i dibenzo(a,e)piren. 

Wspó³czeœnie WWA uruchamiane s¹ do œrodowiska 

g³ównie podczas przetwarzania wêgla kamiennego w koksowniach, 

spalania wêgla w gospodarstwach domowych, 

spalania paliw przez œrodki transportu, przetwarzania ropy 

naftowej w rafineriach, spalania paliw p³ynnych w silnikach 

samochodowych i samolotowych, wydobywania, 

transportowania i magazynowania paliw p³ynnych, jak 

równie¿ spalania odpadów komunalnych i w trakcie procesów 

hutniczych (Bradley i in., 1994; McGroddy, Farrington, 

1995; Ollivon i in., 1995; Howsam, Jones, 1998; 

Grynkiewicz i in., 2003). Szczególne zagro¿enie stanowi¹ 

œcieki przemys³owe z zak³adów petrochemicznych 

i koksowniczych. Uwa¿a siê, ¿e g³ównym Ÿród³em WWA 

we wspó³czesnych osadach wód powierzchniowych jest 

depozycja py³ów ze spalania paliw kopalnych i biomasy, 

z którymi zwi¹zane s¹ WWA. 

9.4.1. Wielopierœcieniowe wêglowodory 

aromatyczne w powierzchniowej warstwie 

osadów mulisto-ilastych 

W Basenie Gotlandzkim zawartoœæ WWA okreœlono 

na 1,22 ìg/g (Biselli i in., 2005). W osadach powierzchniowych 

w Basenie Arkoñskim zawartoœæ WWA waha 

siê od 0,011 ìg/g w osadach piaszczystych do 1,9 ìg/g 

w osadach mu³kowych (Witt, Trost, 1999). Ricking i in., 

(2005) zawartoœæ WWA (33 zwi¹zki) w warstwie powierzchniowej 

osadów w Basenie Arkoñskim okreœlili na 

4,591 ìg/g, a Biselli i in. (2005) – 0,920 ìg/g PAH. 

Badania przeprowadzone w 1993 r. w ramach projektu 

ICES/HELCOM Sediment Baseline Study (Perttilä 

red., 2003) wykaza³y, ¿e w mulistych osadach powierzchniowych 

g³ównych basenów sedymentacyjnych Ba³tyku 

zawartoœæ WWA zmienia³a siê w przedziale od 0,45 do 

3,52 ìg/g, a ich œrednia zawartoœæ wynosi³a 1,57 ìg/g 

(fig. 9.4). 

Stê¿enie benzo(a)pirenu (BaP) w mulistych osadach 

powierzchniowych Ba³tyku mieœci siê w zakresie od 0,014

Fig. 9.4. Wystêpowanie WWA (suma 18 sk³adników) w osadach 

powierzchniowych (0–2 cm) Ba³tyku; min. 0,45 μg/g, 

maks. 3,52 μg/g s.m. (wg Jonsson, Kankaanpää, 2003, zmodyfikowane) 

do 0,239 ìg/g, œrednio 0,094 ìg/g (fig. 9.5). Znacznie wy¿sze 

zawartoœci WWA stwierdzono w osadach po³udniowego 

Ba³tyku w porównaniu do osadów pó³nocnego 

Ba³tyku. Bardzo wysokie zawartoœci WWA odnotowano 

w Basenie Gdañskim i Zatoce Lubeckiej. 

Fig. 9.5. Wystêpowanie BaP w osadach powierzchniowych 

(0–2 cm) Ba³tyku (wg Jonsson, Kankaanpää, 2003, 

zmodyfikowane) 

Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne 


aromatyczne w profilu pionowym osadów 

mulisto-ilastych 

Badania osadów z Zatoki Meklemburskiej ko³o Lubeki 

w pobli¿u miejsca, gdzie by³y sk³adowane odpady, wykaza³y, 

¿e zawartoœæ WWA (16 zwi¹zków) w warstwie 

z g³êbokoœci 14–16 cm by³a znacz¹co podwy¿szona do 

5,44 ìg/g C, podczas gdy w warstwie odniesienia (t³o 

geochemiczne) ich stê¿enie wynosi³o 0,017 ìg/g C (Wölz 

i in., 2009). W starszych osadach Ba³tyku, zdeponowanych 

200–250 lat temu, zawartoœæ WWA (35 zwi¹zków) 

jest mniejsza ni¿ 0,100 ìg/g (Ricking, Schulz, 2002). 

Badania wykonane w roku 1993 w ramach projektu 

ICES/HELCOM Sediment Baseline Study (Perttilä red., 

2003) wykaza³y, ¿e osady powierzchniowe charakteryzuj¹ 

siê ni¿szymi zawartoœciami WWA ni¿ znajduj¹ce siê pod 

nimi osady nieco starsze. Najwy¿sze zawartoœci WWA, 

7,85 ìg/g, odnotowano w Basenie Pó³nocnocentralnym 

(stacja 180) w warstwie osadów zalegaj¹cych na g³êbokoœci 

5–7 cm poni¿ej powierzchni dna, podczas gdy w warstwie 

powierzchniowej (0–2 cm) ich zawartoœæ wynosi³a 

0,54 ìg/g (fig. 9.6). W warstwach osadów le¿¹cych g³êbiej 

Fig. 9.6. Zawartoœæ WWA w profilach pionowych osadów 

Ba³tyku (wg Jonsson, Kankaanpää, 2003); 

lokalizacja stacji na fig. 1.1 

285

Fig. 9.7. Zawartoœæ BaP w profilach pionowych osadów 

Ba³tyku (wg Jonsson, Kankaanpää, 2003); 

lokalizacja stacji na fig. 1.1 

ni¿ 15 cm zawartoœæ WWA czêsto wynosi poni¿ej 1 ìg/g. 

Analogiczn¹ zmiennoœæ w profilu wykazuje BaP (fig. 9.7). 


aromatyczne w osadach po³udniowego Ba³tyku 

Badania osadów pobranych z po³udniowego Ba³tyku 

w latach 1994–1996 wykaza³y, ¿e zawartoœæ 12 niepodstawionych 

PAH waha³a siê od 0,010 do 7,0 ìg/g (œrednio 

1,830 ìg/g), w tym BaP 0,003–0,418 ìg/g (œrednio 

0,098 ìg/g) (Kowalewska, Konat, 1997). W Zatoce Gdañskiej 

zawartoœæ poszczególnych WWA w osadach waha 

siê od 0,016 do 0,400 ìg/g, zaœ suma WWA – od 0,235 do 

2,205 ìg/g (Pazdro, 2004). Najwy¿sze koncentracje stwierdzano 

w miejscach intensywnej akumulacji osadów w najg³êbszej 

czêœci Basenu Gdañskiego. 

Oznaczenia zawartoœci WWA w powierzchniowej warstwie 

osadów Basenu Gdañskiego, wykonane w ramach 

projektu Marine Environmental Assesment and Monitoring 

of Gdañsk Basin (MASS) (Uœcinowicz i in., 1999), wykaza³y, 

¿e najwy¿sze zawartoœci tych zwi¹zków wystêpuj¹ 

w osadach mulistych w pó³nocno-wschodniej czêœci basenu, 

w obrêbie wód litewskich (tab. 9.2; fig. 9.8). Równie¿ 

286 


Tabela 9.2 

Zawartoœæ wielopierœcieniowych wêglowodorów aromatycznych 

(WWA) i ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w osadach 

Basenu Gdañskiego (na podstawie danych z projektu 

MASS; lokalizacja stacji badawczych – Dodatek 3 fig. 1) 

Nr 

WWA 

[�g/g] Typ osadu i zawartoœæ frakcji TOC 

próbki lab. lab. 

>0,05 mm 

[%] 

PIG BGS 

1/97 0,3 0,5 piasek drobnoziarnisty (98%) 0,39 

2/97 1,4 1,3 mu³ lekko piaszczysty (17%) 3,41 

3/97 3,3 5,9 mu³ (1,5%) 7,10 

1/98 9,0 7,6 mu³ (1,1%) 5,02 

2/98 2,3 1,8 mu³ lekko piaszczysty (16,9%) 2,61 

3/98 0,2 0,1 piasek drobnoziarnisty (95,4%) 0,17 

Fig. 9.8. Zawartoœæ sumy 15 WWA w osadach Basenu Gdañskiego 

wg analiz w Centralnym Laboratorium Chemicznym 

Pañstwowego Instytutu Geologicznego (lewy s³upek) i laboratorium 

Brytyjskiej S³u¿by Geologicznej (prawy s³upek); 

min. 0,1 �g/g, maks. 9,0 μg/g (wg Jonsson, Kankaanpää, 

2003)

mu³y z domieszk¹ piasku z czêœci litewskiej Basenu Gdañskiego 

zawieraj¹ wiêcej WWA ni¿ analogiczne osady 

z czêœci polskiej. Co ciekawe, zawartoœæ WWA w pó³nocnej 

czêœci Basenu Gdañskiego, zarówno w mu³ach, jak 

i mu³ach piaszczystych, jest wiêksza ni¿ w czêœci po³udniowej 

pomimo mniejszych zawartoœci wêgla organicznego. 

Jedynie w osadach piaszczystych na przedpolu 

ujœcia Wis³y koncentracja WWA jest nieco wiêksza ni¿ 

w osadach piaszczystych w pobli¿u K³ajpedy. 

W latach 2005–2006 Pañstwowy Instytut Geologiczny 

wykona³ szczegó³owe zdjêcie geochemiczne zachodniej 

i po³udniowej czêœci Zatoki Gdañskiej (Uœcinowicz i in., 

2008). Zawartoœci sumy 7 WWA wahaj¹ siê od 0,005 do 

2,24 ìg/g (fig. 9.9). Na wiêkszoœci obszaru Zatoki Gdañskiej 

i Zatoki Puckiej suma 7 WWA w osadach po- 

Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne 

wierzchniowych (0–2 cm) jest mniejsza od 0,5 ìg/g, co 

wskazuje, ¿e obszary te nie s¹ zanieczyszczone przez 

wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne. 

Na przedpolu ujœcia Wis³y i w osadach mulistych 

po³udniowej czêœci Zatoki Gdañskiej suma WWA zawiera 

siê w przedziale od 0,5 do 1,0 ìg/g. Podwy¿szone 

zawartoœci WWA (1,0–2,0 ìg/g) wystêpuj¹ w Zatoce 

Puckiej oraz w rejonie KuŸnicy. Maksymaln¹ zawartoœæ 

(2,24 ìg/g) stwierdzono w obszarze po³o¿onym 

2–3 km na NE od wejœcia do portu w Gdyni. Wystêpowanie 

maksymalnych koncentracji WWA w pobli¿u 

portu w Gdyni (port handlowy i baza Marynarki 

Wojennej) oraz w rejonie przystani rybackiej w KuŸnicy 

na Mierzei Helskiej wyraŸnie wskazuj¹ na Ÿród³o 

ich pochodzenia. 

Fig. 9.9. Zawartoœæ sumy 7 WWA w osadach powierzchniowych (0–2 cm) Zatoki Gdañskiej 

(wg Uœcinowicza i in., 2008) 

287

Benzo(a)piren w osadach Zatoki Gdañskiej i Zatoki 

Puckiej koncentruje siê w iloœci do 0,467 ìg/g. Zawartoœæ 

tego sk³adnika w osadach mulistych wynosi od 0,066 do 

0,205 ìg/g. Najwiêksze stê¿enia benzo(a)pirenu wystêpuj¹ 

w pobli¿u portu w Gdyni (0,467 ìg/g) — figura 9.10. 

Œrednia zawartoœæ benzo(a)antracenu w osadach wynosi 

0,508 ìg/g. Najwiêksze koncentracje tego sk³adnika 

wystêpuj¹ w pobli¿u portu w Gdyni (0,527 ìg/g). 

Zawartoœæ benzo(b)fluorantenu w osadach Zatoki Gdañskiej 

i Zatoki Puckiej waha siê w przedziale od wartoœci 

poni¿ej granicy oznaczalnoœci (

Literatura 

ABBT-BRAUN G., FRIMMEL F., 1996 — Interaction of pesticudes 

with river sediments and characterization for organic 

matter of the sediments. W: Sediments and toxic substances 

(red. W. Calmano, U. Förstner): 51–89. Springer. 

ADDINK R., OLIE K., 1995 — Mechanisms of formation and 

destruction of polychlorinated dibenzo-p-dioxin and dibenzofurans 

in heterogeneous systems. Environ. Sci. Technol., 

22, 6: 1425–1436. 

van BAVEL B., NÄF C., BERGQVIST P. i in., 1996 — Levels 

of PCBs in aquatic environment of the Gulf of Bothnia: 

benthic species and sediments. Marine Pollut. Bull., 32,2: 

210–218. 

BISELLI S., REINEKE N., HEINZEL N. i in., 2005 — Bioassay-directed 

fractionation of organic extracts of marine surface 

sediments from the north and Baltic Sea. J. Soils Sediments, 

5, 1: 171–181. 

BOJAKOWSKA I., SOKO£OWSKA G., 2003 — Polycyclic 

aromatic hydrocarbons in materials of burned peatlands. 

Pol. J. Environ. Stud., 12, 4: 401–408. 

BRADLEY L., MAGEE B., ALLEN S., 1994 — Background 

levels of polycyclic aromatic hydrocarbons (PAH) and selected 

metals in New England urban soils. J. Soil Contam., 4, 

3: 1–13. 

CAPACCIONI B., MARTINI M., MANGANI F., 1995 — Light 

hydrocarbons in hydrothermal and magmatic fumaroles: 

hints of catalytic and thermal reactions. Bull. Volcanol., 56, 

8: 593–600. 

DANNENBERG D., LERZ A., 1996 — Polychlorinated biphenyls 

(PCB) and organochlorine pesticides W: Sediments of 

the Baltic and costal waters of Mecklenburg-Vorpommern. 

Deutsche Hydrographische Zeitschrift, 48, 1: 5–26. 

DANNENBERG D., ANDERSSON R., RAPPE C., 1997 — 

Levels and patterns of polychlorinated dibenzo-p-dioxins, 

dibenzofurans and biphenyls in surface sediments from 

the western Balitic Sea (Arkona Basin) and the Oder River 

esturaine system. Marine Pollut. Bull., 34, 12: 1016–1024. 

EISENBERG J., BENNETT D., McKONE T., 1998 — Chemical 

dynamics of persistent organic pollutants: a sensitivity 

analysis relating soil concentration levels to atmospheric 

emissions. Environ. Sci. Technol., 32, 1: 115–123. 

GRYNKIEWICZ M., POLKOWSKA Z., GÓRECKI T., NA- 

MIEŒNIK J., 2003 — Pesticides in precipitation from an 

urban region in Poland (Gdañsk-Sopot-Gdynia Tricity) between 

1998 and 2000. Water, Air, Soil Pollut., 149, 1–4: 3–16. 

HARVEY R., 1998 — Environmental chemistry of PAHs. 

W: PAHs and related compounds (red. A.H. Neilson): 1–54. 

Springer-Verlag Berlin, Heidelberg. 

Literatura 

HELCOM, 2001a — Thematic report on Helcom PITF. Regional 

Workshop. Held in the Baltic Republics, No. 83. Helsinki 

Commission. Baltic Marine Environment Protection 

Commission. 

HELCOM, 2001b — Thematic report. Status of the hot spots in 

Saint-Petresburg and the Leningrad region, No. 98. Helsinki 

Commission. Baltic Marine Environment Protection Commission. 

HELCOM, 2002 — Thematic report. Status of the hot spots in 

Denmark, Finland, Germany and Sweden, No. 99. Helsinki 

Commission. Baltic Marine Environment Protection Commission. 

HENNY C., KAISER J., GROVE R., BENTLEY V., ELLIOTT 

J., 2003 — Biomagnification factors (fish to osprey eggs from 

Willamette River, Oregon, USA) for PCDDs, PCDFs, PCBs 

and OC pesticides. Environ. Monitoring Ass., 84, 3: 275–315. 

HOWSAM M., JONES K., 1998 — Sources of PAHs in 

the environment. W: PAHs and related compounds (red. 

A.H. Neilson): 137–174. Springer-Verlag Berlin, Heidelberg. 

HSU Y., HOLSEN T., HOPKE P., 2003 — Locating and quantifying 

PCB sources in Chicago: receptor modeling and field 

sampling. Environ. Sci. Technol., 37, 4: 681–890. 

ISOSAARI P., KANKAANPÄ H., MATTILA J., 2002 — Spatial 

distribution and temporal accumulation of polychlorinated 

dibenzo-p-dioxin, dibenzofurans and biphenyls in the Gulf of 

Finland. Environ. Sci. Technol., 36, 12: 2560–2565. 

JONSSON P., 2000 — Sediment burial of PCBs in the offshore 

Baltic Sea. Ambio, 29, 4/5: 260–267. 

JONSSON P., ECKHÉLL J., LARSSON P., 2000 — PCB and 

DDT in laminated sediments from offshore and archipelago 

areas of the NW Baltic Sea. Ambio, 29, 4/5: 268–276. 

JONSSON P., KANKAANPÄÄ H., 2003 — Organic contaminants. 

W: Contaminants in the Baltic Sea sediments (red. 

M. Perttilä). MERI Report Series of the Finnish Institute of 

Marine Research, No. 50: 45–57. 

JÖNSSON A., CARMAN R., 2000 — Distribution of PCBs in sediment 

from different bottom types and water depths in Stockholm 

Archipelago, Baltic Sea. Ambio, 29, 4/5: 277–281. 

KANNAN K., MARUY A.K., TANABE S., 1997 — Distribution 

and chracterization of polychlorinated biphenyl congeners 

in soil and sediments from a superfund site contaminated 

with Aroclor 1268. Environ. Sci. Technol., 31, 5: 

1483–1488. 

KELLER L., RAPPE C., 1995 — Time trends in levels, patterns, 

and profiles for polychlorinated dibenzo-p-dioxins, dibenzofurans, 

and biphenyls in a sediment core from the Baltic 

Proper. Environ. Sci. Technol., 29, 2: 346–355. 

289

KOWALEWSKA G., KONAT J., 1997 — Distribution of polynuclear 

aromatic hydrocarbons (PAHs). W: Sediments of 

the southern Balic Sea. Oceanologia, 39, 1: 83–104. 

KOWALEWSKA G., KONAT J., 2001 — Polychlorinated biphenyls 

(PCBs) in sediments of the southern Baltic Sea – 

trends and fate. Sci. Total Environ., 280, 1/3: 1–15. 

KOZIÑSKI J., SAADE R., 1998 — Effect of biomass burning on 

the formation of soot particles and heavy hydrocarbons. An 

experimental study. Fuel, 77, 4: 225–237. 

LOHMANN R., MacFARLANE J., GSCHWEND P., 2005 — 

Importance of black carbon to sorption of native PAHs, 

PCBs, and PCDDs in boston and New York harbour sediments. 

Environ. Sci. Technol., 39: 141–148. 

MALISZEWSKA-KORDYBACH B., 2000 — Polycyclic aromatic 

hydrocarbons in agroecosystems – example of Poland. 

Polycyclic aromatic compounds, 21: 287–295. 

McGRODDY S., FARRINGTON J.W., 1995 — Sediment porewater 

partioning of polycyclic aromatic hydrocarbons in 

three cores from Boston Harbor, Massachusetts. Environ. 

Sci. Technol., 29, 6: 1542–1550. 

MEILI M., JONSSON P., CARMAN R., 2000 — PCB levels in 

laminated coastal sediments of the Baltic Sea along gradients 

of eutrophication revealed by stable isotopes (ä 15 N, 

ä 13 C). Ambio, 29, 4/5: 282–287. 

MÜLLER A., SCHILLING P., 1998 � Sedimentbelastung und 

Stoffhaushalt im Nördlichen Peenestrom. W: Schadstoffbelstung 

der sedimente in den Ostseeküstengewässern. Mitteilung 

BfG, 15: 97–121. 

NARAOKA H., MITA H., KOMIYA M., SHIMOYAMA A., 

2002 — ä of individual PAHs from the Murchinson and an 

Antarctic carbonaceous chondrite. Geochim. Cosmochim. 

Acta, 66, 15A: A 546. 

NEILSON A.H., HYNNING P., 1998 — PAHs: products of 

chemical and biochemical transformation of alicyclic precursors. 

W: PAHs and related compounds (red. A.H. Neilson): 

223–269. Springer-Verlag Berlin, Heidelberg. 

NFON E., CUSIN I., BROMAN D., 2008 — Biomagnification 

of organic pollutants in benthic and pelagic marine food 

chain from Baltic Sea. Sci. Total Environ., 397: 190–204. 

OLLIVON D., GARBON B., CHESTERIKOFF A., 1995 — 

Analysis of distribution of some polycyclic aromatic hydrocarbons 

in sediments and suspended matter in the river Seine 

(France). Water, Air, Soil Pollut., 81: 135–152. 

OLSSON B., BRADLEY B., GILEK M., REIMER O., SHE- 

PARD J.L. TADENGREN M., 2004 — Physiological and 

proteomic responses in Mytilus edulis exposed to PCBs and 

PAHs extracted from Baltic Sea sediments. Hydrobiologia, 

514: 15–27. 

OLSSON M., BIGNERT A., ECKHÉLL J., JONSSON P., 2000 

— Comparison of temporal trends (1940s–1990s) of DDT 

290 


and PCB in Baltic sediment and biota in relation to eutrophication. 

Ambio, 29, 4/5: 195–201. 

PAZDRO K., 2004 — Trwa³e zanieczyszczenia organiczne w 

osadach Zatoki Gdañskiej. Œrodkowopomorskie Tow. Nauk. 

Ochrony Œrodowiska. Roczn. Ochr. Œrod., 6: 75–76. 


sediments. MERI Report Series of the Finnish Institute of 

Marine Research, No. 50. 

PIKKARAINEN A., 2007 — Polychlorinated biphenyls and organochlorine 

pesticides in Baltic Sea sediments and bivalves. 


RAMAMOORTHY S., RAMAMOORTHY S., 1997 — Chlorinated 

organic compounds in the environment. Lewis Publ., 

New York. 

RICKING M., KOCH M., ROTARD W., 2005 — Organic pollutants 

in sediments cores of NE-Germany: comparison of 

the marine Arkona Basin with freshwater sediments. Marine 

Pollut. Bull., 50: 1699–1705. 

RICKING M., SCHULZ H., 2002 — PAH-profile in sediment 

core from the Baltic Sea. Marine Pollut. Bull., 44, 6: 565–570. 

SALO S., VERTA M., MALVE O. i in., 2008 — Contamination 

of River Kymijoki sediments with polychlorinated dibenzo-p-dioxins, 

dibenzofurans and mercury and their transport 

to the Gulf of Finland in the Baltic Sea. Chemosphere, 73: 

1675–1683. 

SAPOTA G., 2006 — Persistent organic pollutants (POPs) in 

bottom sediments from the Baltic Sea. Oceanol. Hydrobiol. 

Stud., 35, 4: 295–306. 

STRANDBERG B., BANDH C., van BAVEL B. i in., 2000 — 

Organochlorine compounds in the Gulf of Bothnia: sediment 

and benthic species. Chemosphere, 40, 9/11: 1205–1211. 

SUNDQVIST K., TYSKLIND M., GELADI P., CATO I., WI- 

BERG K., 2009 — Congener fingerprints of tetra- through 

octa-chlorinated dibenzo-p-dioxins and dibenzofurans in 

Baltic surface sediments and their relations to potential sources. 

Chemosphere, 77, 5: 612–620. 

TOTTEN L., GIGLIOTTI C., OFFENBERG J., BAKER J., 

EISENREICH S., 2003 — Reevaluation of air-water exchange 

fluxes of PCBs in Green Bay and southern Lake Michigan. 

Environ. Sci. Technol., 37: 1739–1743. 

UŒCINOWICZ Sz., ZACHOWICZ J., SOKO£OWSKI K., 

DAVIS P., LABAN C., RIDGWAY J., 1999 — Marine 

environmental assessment and monitoring of Gdañsk Gulf 

Basin (INCO-COPERNICUS). Centr. Arch. Geol. Pañstw. 

Inst. Geol., Oddz. Geol. Morza, Gdañsk. 

UŒCINOWICZ Sz. i in., 2008 — Rozpoznanie i wizualizacja 

budowy geologicznej Zatoki Gdañskiej dla potrzeb gospodarowania 

zasobami naturalnymi. Centr. Arch. Geol. 

Pañstw. Inst. Geol., Oddz. Geol. Morza, Gdañsk.

VERTA M., SALO S., KORHONEN M. i in., 2007 — Dioxin 

concentrations in sediments of the Baltic Sea – a survey of 

existing data. Chemosphere, 67, 9: 1762–1775. 

WITT G., SCHRAMM K., HENKELMANN B., 1997 — Occurence 

and distribution of polychlorinated dibenzo-p-dioxins 

and dibenzofurans in sediments of the western Baltic Sea. 

Chemosphere, 35, 7: 1465–1473. 

Literatura 

WITT G., TROST E., 1999 — Polycyclic aromatic hydrocarbons 

(PAHs) in sediments of the Baltic Sea and of the German 

coastal waters. Chemosphere, 38, 7: 1603–1614. 

WÖLZ J., BORCK D., WITT G., HOLLERT H., 2009 — Ecotoxicological 

characterization of sediment core from 

the western Baltic Sea (Mecklenburg Bight) using GC-MS 

and in vitro biotest. J. Soils Sedim., 9: 400–410.

Rozdzia³ 10 

RADIONUKLIDY W OSADACH I ORGANIZMACH DENNYCH 

10.1. Radionuklidy w osadach dennych 

Stront 90 Sr i cez 137 Cs 

W latach 50. i 60. ubieg³ego wieku g³ównym Ÿród³em 

strontu 90 Sr i cezu 137 Cs w Morzu Ba³tyckim by³ globalny 

opad radioaktywny, z kolei od pocz¹tku lat 70. dodatkowe 

aktywnoœci sztucznych nuklidów promieniotwórczych 

zosta³y wprowadzone przez Cieœniny Duñskie w wyniku 

okresowych wlewów dobrze natlenionych, ale bardziej 

radioaktywnie ska¿onych wód z Morza Pó³nocnego (Aarkrog 

i in., 1986; Herrmann i in., 1995). W odró¿nieniu od 

radiostrontu badania zawartoœci radiocezu w osadach Morza 

Ba³tyckiego prowadzone s¹ doœæ regularnie od ponad 

30 lat. Depozycja 90 Sr i 137 Cs w osadach ba³tyckich uzale¿niona 

by³a od ich zawartoœci w wodzie i zawiesinie, jak 

równie¿ od szybkoœci sedymentacji w poszczególnych 

akwenach (IMGW, 1991–2004). 

Na pocz¹tku lat 80. zawartoœæ 90 Sr i 137 Cs w wodach 

Morza Ba³tyckiego wynosi³a odpowiednio: 12,9–25,7 oraz 

7,8–42,8 Bq/m 3 (HELCOM, 1995). Stê¿enie radioaktywne 

mala³o w miarê oddalania siê na wschód od Cieœnin 

Duñskich. Odnotowano niewielki wzrost stê¿enia radioaktywnego 

wód ba³tyckich w 1977 r., co by³o wynikiem 

wybuchu chiñskiej bomby atomowej 26 wrzeœnia 1976 r. 

Przed rokiem 1986 stê¿enie 137 Cs w powierzchniowej 

warstwie osadów dennych (0–5 cm) nie przekracza³o 

wartoœci 100 Bq/kg s.m. (Ilus i in., 1995). Po awarii 

w Czarnobylu stê¿enie 137 Cs w wodach Ba³tyku znacznie 

siê podnios³o i pojawi³ siê nowy izotop 134 Cs o czasie 

292 

po³owicznego rozpadu 2,6 lat. W pierwszych miesi¹cach 

po awarii powierzchniowe ska¿enie wód Ba³tyku wzros³o 

lokalnie do ponad 200 Bq/m 3 , czyli ponad dziesiêciokrotnie 

w stosunku do sytuacji sprzed kwietnia 1986 r. Po katastrofie 

czarnobylskiej radioaktywnoœæ 137 Cs w warstwie powierzchniowej 

w poszczególnych akwenach zawiera³a siê 

wówczas w przedzia³ach: 120–130 Bq/m 3 w Morzu Botnickim, 

90–100 Bq/m 3 w Ba³tyku W³aœciwym, 40–80 Bq/m 3 

w obszarze Cieœnin Duñskich oraz 90–110 Bq/m 3 w po³udniowym 

Ba³tyku (IAEA, 1986; IMGW, 1991–2004; 

HELCOM, 1995). Radioaktywne cz¹stki zawieraj¹ce 137 Cs 

uleg³y sedymentacji i zosta³y zdeponowane w osadach 

dennych, zw³aszcza o strukturze ilastej. Du¿e zawartoœci 

137 Cs, przekraczaj¹ce 1000 Bq/kg s.m., wykryto w powierzchniowych 

osadach Ba³tyku W³aœciwego i Morza 

Botnickiego, ale najwiêksze jego stê¿enia zanotowano 

w osadach powierzchniowych pobranych w 1987 r. z Zatoki 

Fiñskiej (3400 Bq/kq s.m.; Ilus i in., 1995). W akwenie 

tym zanotowano równie¿ najwiêksz¹ depozycjê 137 Cs, 

która w 1990 r. osi¹gnê³a wartoœæ 43 000 Bq/m 2 (HEL- 

COM, 1995). Z up³ywem czasu zdeponowany w osadach 

137 Cs po³¹czy³ siê z materi¹ organiczn¹ i na wskutek procesów 

diagenetycznych uleg³ rozpuszczeniu, powoduj¹c 

wzrost jego aktywnoœci w wodzie porowej i wodzie 

przydennej. Szczególnie w ostatnich latach obserwujemy 

wyraŸny transport czarnobylskiego radiocezu z osadów 

do wody (IMGW, 1991–2004). Horyzontalny rozk³ad 

stê¿eñ czarnobylskiego 137 Cs w g³êbokowodnej strefie

po³udniowego Ba³tyku charakteryzuje siê tendencj¹ malej¹c¹ 

od Basenu Gdañskiego do Basenu Bornholmskiego 

(HELCOM, 1995). 

W odró¿nieniu od cezu 137 Cs stê¿enie strontu 90 Sr 

w Morzu Ba³tyckim po awarii w Czarnobylu niewiele siê 

zmieni³o, wzros³o nieco w roku 1986, po czym w nastêpnych 

latach powoli mala³o. W osadach 90 Sr ulega sorpcji 

i ³¹czy siê z frakcj¹ wêglanow¹. Nieliczne pomiary 90 Sr 

w ba³tyckich osadach dennych wskazuj¹, ¿e jego stê¿enie 

w powierzchniowej warstwie (0–5 cm) wynosi 24 Bq/kg 

s.m., natomiast na g³êbokoœci 5–10 cm jest znacznie 

mniejsze i osi¹ga wartoœæ 2,6 Bq/kg s.m. (Ilus i in., 1987; 

IMGW, 1991–2004). 

G³ównymi Ÿród³ami ska¿eñ wód po³udniowego Ba³tyku 

radionuklidami 90 Sr i 137 Cs s¹: opad atmosferyczny, 

sp³yw wód rzecznych i nap³yw z Morza Pó³nocnego. Potencjalnym 

zagro¿eniem s¹ elektrownie atomowe znajduj¹ce 

siê w Szwecji, Finlandii i w Rosji. Dop³yw zanieczyszczeñ 

radioaktywnych z atmosfery uzale¿niony jest 

g³ównie od stê¿eñ radionuklidów w przywodnej warstwie 

powietrza oraz intensywnoœci ich usuwania z atmosfery 

do morza. Œrednie roczne stê¿enie 137 Cs w przywodnej 

warstwie powietrza strefy brzegowej po³udniowego Ba³tyku 

po roku 1986 gwa³townie wzros³o i w ci¹gu kolejnych 

lat powoli mala³o, osi¹gaj¹c w 1993 r. wartoœæ 2,8 �Bq/m 3 . 

Œredni roczny dop³yw 137 Cs z atmosfery do morza w strefie 

brzegowej po³udniowego Ba³tyku w 1993 r. osi¹gn¹³ 

4,2 Bq/m 2 , natomiast roczny dop³yw 90 Sr by³ w tym okresie 

trzykrotnie ni¿szy i wynosi³ mniej ni¿ 1,4 Bq/m 2 

(IMGW, 1991–2004). Z kolei œrednie wartoœci stê¿enia 

90 Sr i 137 Cs w wodach po³udniowego Ba³tyku przed rokiem 

1986 zawiera³y siê zazwyczaj w przedziale od 11 do 

31 Bq/m 3 (tab. 10.1). Po awarii czarnobylskiej stê¿enie 

137 Cs w wodzie ba³tyckiej najpierw wzros³o do 120 Bq/m 3 , 

potem zmala³o do 58 Bq/m 3 , a nastêpnie ponownie 

wzros³o do wartoœci oko³o 100 Bq/m 3 i z niewielkimi wahaniami 

utrzymuje siê na tym poziomie do chwili obecnej 

(IMGW, 1991–2004; Bojanowski i in., 1995a; Styro i in., 

2001; Szefer, 2002). 

W poszczególnych akwenach po³udniowego Ba³tyku 

zawartoœci 137 Cs w osadach powierzchniowych pobranych 

przed awari¹ czarnobylsk¹ wynosi³y: 27 Bq/kg s.m. 

w Rynnie S³upskiej, 73 Bq/kg s.m. w Basenie Bornholmskim 

i 129 Bq/kg s.m. w Zatoce Gdañskiej (Jaworowski 

i in., 1986). Po roku 1986 wyemitowany do atmosfery 

czarnobylski radiocez opad³ doœæ szybko na powierzch- 

Radionuklidy w osadach dennych 

niê po³udniowego Ba³tyku, a nastêpnie uleg³ sedymentacji 

i zosta³ zdeponowany w osadach dennych. Stê¿enia 137 Cs 

w osadach powierzchniowych gwa³townie wzros³y i osi¹gnê³y 

129 Bq/kg s.m. w Basenie Bornholmskim oraz ponad 

300 Bq/kg s.m. w Zatoce Gdañskiej i Basenie Gdañskim 

(Skwarzec, Bojanowski, 1992). Depozycja 137 Cs w roku 

1988 by³a najwiêksza w Basenie Gdañskim (2338 Bq/m 2 ), 

mniejsza w Basenie Bornholmskim (1146 Bq/m 2 ), a najmniejsza 

w Basenie Wschodniogotlandzkim (292 Bq/m 2 ). 

W analizowanych rdzeniach osadów dennych z basenów 

Gdañskiego, Bornholmskiego i Wschodniogotlandzkiego 

stê¿enie 137 Cs mala³o z g³êbokoœci¹ i zanika³o w warstwach 

poni¿ej 30 cm. Przeprowadzone badania wskazuj¹, 

¿e awaria czarnobylska by³a najwa¿niejszym 

Ÿród³em radiocezu w po³udniowym Ba³tyku (IMGW, 

1991–2004; Skwarzec, Bojanowski 1992; Bojanowski 

i in., 1995a, b). 

Polon 210 Po 

Tabela 10.1 

Stê¿enie 90 Sr i 137 Cs w wodzie po³udniowego Ba³tyku 

(IMGW, 1991–2004; Skwarzec, 2002) 

90 Sr 

137 Cs 

Rok 

[Bq/m 3 ] 

1960 13 11 

1970 25 31 

1980 22 21 

1985 22 21 

1986 30 120 

1987 19 58 

1990 18 96 

1992 17 96 

1994 15 87 

Œrednie stê¿enie 210 Po w wodzie po³udniowego Ba³tyku 

wynosi 0,59 Bq/m 3 , z czego oko³o 80% wystêpuje w formach 

rozpuszczalnych. W zawiesinie ba³tyckiej stê¿enie 

210 Po wynosi 74 Bq/kg s.m., a wspó³czynnik wzbogacania 

(DC) zawiesiny tym radionuklidem osi¹ga wartoœæ 

293

2·10 5 . Polon ulega sorpcji na cz¹stkach zawiesiny i intensywnoœæ 

tego procesu zale¿y od zawartoœci materii organicznej 

w zawiesinie (Skwarzec, Bojanowski, 1988; Bojanowski 

i in., 1995b; Skwarzec, 1995, 1997). W akwenach 

Morza Ba³tyckiego, gdzie proces sedymentacji zawiesin 

zachodzi stosunkowo szybko (Basen Wschodniogotlandzki, 

Basen Bornholmski, Basen Gdañski), w osadach obserwujemy 

spadek stê¿enia polonu wraz z g³êbokoœci¹ 

zalegania warstw osadowych. W osadach dennych po³udniowego 

Ba³tyku stê¿enie 210 Po w warstwie powierzchniowej 

(0–1 cm) osi¹ga wartoœci: 224 Bq/kg (Basen Gdañski) 

i 209 Bq/kg (Basen Arkoñski), natomiast w warstwach 

g³êbszych ni¿ 10 cm maleje do wartoœci poni¿ej 

100 Bq/kg (Skwarzec, 1995). Spadek ten jest uzasadniony, 

gdy¿ w warunkach wiekowej równowagi promieniotwórczej 

aktywnoœæ 210 Po, bêd¹cego w równowadze 

z 210 Pb, zale¿y od zawartoœci 238 U, a w³aœciwie od aktywnoœci 

najd³u¿ej ¿yj¹cego poprzedzaj¹cego nuklidu z szeregu 

uranowo-radowego, a mianowicie od 226 Ra. W osadach 

odizolowanych od wp³ywów zewnêtrznych równowagowa 

aktywnoœæ 210 Pb ustala siê po oko³o 200 latach 

(Robins, 1978). Osady, które powsta³y ze œrodowiska sedymentacyjnego 

póŸniej, zawieraj¹ zwykle nadmiar 210 Pb 

w stosunku do zawartego w osadzie 226 Ra. Ten nadmiar 

pochodzi z 222 Rn zawartego w atmosferze i wodzie. Pomiar 

stosunku ponadrównowagowej aktywnoœci 210 Pb 

w s¹siaduj¹cych warstwach osadu pozwala na obliczenie 

szybkoœci, z jak¹ osady przyrasta³y, i oblicza siê j¹ jako 

ró¿nicê aktywnoœci w dowolnym segmencie osadu pomniejszon¹ 

o aktywnoœæ równowagow¹. Natomiast aktywnoœæ 

210 Pb na dowolnej g³êbokoœci rdzenia w stosunku 

do jego aktywnoœci w warstwie powierzchniowej jest 

miar¹ wieku. Na figurze 10.1 zaprezentowano rozk³ad 

stê¿enia 210 Pb w osadzie ba³tyckim. 

W metodzie radioo³owiu 210 Pb wiek segmentu osadu 

oblicza siê ze wzoru: 

gdzie: 

1 A0 

A 

t � 1n �3212�1n � A 

A 

, 

A0 – ponadrównowagowa aktywnoœæ 210 Pb w segmencie 

górnym osadu, 

A1 – ponadrównowagowa aktywnoœæ 210 Pb w segmencie 

dolnym osadu, 

� – sta³a rozpadu 210 1n2 

0, 693 

Pb (� � � ). 

T 22, 26 lat 

294 

1 

Radionuklidy w osadach i organizmach dennych 

0 

1 

[10.1] 

Fig. 10.1. Zmiany zawartoœci 210 Pb z g³êbokoœci¹ rdzenia 

osadu morskiego (Skwarzec, 2008) 

Pos³uguj¹c siê modelem matematycznym zaproponowanym 

przez Carpentera i innych (1985), charakteryzuj¹cym 

akweny o jednostajnej sedymentacji i nieznacznym 

mieszaniu powierzchniowych warstw osadów, mo¿na 

obliczyæ sta³¹ szybkoœci sedymentacji R: 

R � 

przyrost gruboœci osadu [mm] 

wiek osadu [lata] 

[10.2] 

Dziêki tej metodzie obliczono wartoœci szybkoœci 

sedymentacji dla wiêkszoœci akwenów morskich, zw³aszcza 

tam, gdzie tempo przyrastania osadów jest stosunkowo 

du¿e (od 1 do 3 mm na rok) (Skwarzec, 2002). 

Dla po³udniowego Ba³tyku szybkoœæ sedymentacji 

R wynosi od 0,9 dla Basenu Bornholmskiego do 2,2 dla 

Zatoki Gdañskiej i Basenu Arkoñskiego (Pempkowiak, 

1991; Skwarzec, 1995, 2008; Supliñska, Pietrzak-Flis, 

2008). 

Uran 238 Ui 234 U 

Stê¿enie uranu w wodzie Morza Ba³tyckiego koreluje 

z zasoleniem i jego wartoœci wzrastaj¹ od 0,15 �g/kg 

w pó³nocnej czêœci Zatoki Botnickiej do oko³o 1,0 �g/kg 

w Cieœninach Duñskich (Lofvendahl, 1987). W warunkach 

redukcyjnych wody ba³tyckiej (baseny Wschodniogotlandzki 

i Bornholmski) rozpuszczalne formy U(VI) 

mog¹ byæ redukowane do nierozpuszczalnych form 

U(IV), a nastêpnie s¹ kompleksowane przez materiê organiczn¹ 

(Prange, Kremling, 1985). Z kolei w natlenionych

wodach o ma³ym zasoleniu uran mo¿e byæ adsorbowany 

na cz¹stkach wodorotlenku ¿elaza Fe(OOH), a nastêpnie 

usuwany z toni wodnej w procesie sedymentacji 

(Porcelli i in., 1997; Andersson i in., 1998). Badania zawartoœci 

depozycji uranu w osadach dennych Ba³tyku 

by³y prowadzone g³ównie w akwenach znajduj¹cych siê 

w jego czêœci po³udniowej (Skwarzec i in., 2002; Skwarzec, 

2009). 

Stê¿enie uranu w powierzchniowej wodzie po³udniowego 

Ba³tyku mieœci siê w zakresie od 0,68 do 0,85 �g/dm 3 , 

a œrednia wartoœæ stosunku aktywnoœci 234 U/ 238 U wynosi 

1,17 i jego wielkoœæ maleje wraz ze wzrostem zasolenia 

wody (Skwarzec, 1995). Uran zawarty w toni wodnej 

w postaci zawiesiny terygenicznej lub autogenicznej ulega 

sedymentacji i opada na powierzchniê osadów dennych. 

Badania zawartoœci uranu w osadach dennych po- 

³udniowego Ba³tyku wykaza³y jego zró¿nicowan¹ koncentracjê 

(fig. 10.2 i 10.3). Najwiêksze wartoœci stê¿enia 

uranu oznaczono w osadach Rynny S³upskiej, najmniejsze 


Fig. 10.2. Lokalizacja miejsc poboru próbek osadów dennych 

zaœ w osadach Basenu Bornholmskiego. Niezale¿nie 

od zró¿nicowania geograficznego na ca³ym obszarze 

po³udniowego Ba³tyku obserwuje siê spadek stê¿enia uranu 

z g³êbokoœci¹ osadu, co œwiadczy o jego dyfuzji z osadów 

dennych do wody przydennej za poœrednictwem wody 

porowej (interstycjalnej) i na skutek zmian diagenetycznych 

w materiale osadowym (Bory³o, 2000). Dla 

wiêkszoœci rejonów po³udniowego Ba³tyku w osadach 

dennych obserwuje siê wzglêdn¹ równowagê promieniotwórcz¹ 

pomiêdzy izotopami uranu, o czym œwiadcz¹ 

wartoœci stosunku aktywnoœci 234 U/ 238 U, które mieszcz¹ 

siê w przedziale od 0,9 do 1,1. Jedynie w osadach obrze¿a 

£awicy S³upskiej stosunek aktywnoœci 234 U/ 238 U maleje 

wraz z g³êbokoœci¹ warstw osadu do wartoœci 0,48 (Skwarzec 

i in., 2002). Wa¿n¹ rolê w migracji uranu w ba³tyckich 

osadach dennych odgrywa woda porowa, która penetruj¹c 

warstwy osadu zwiêksza w niej stê¿enie uranu 

oraz podwy¿sza wartoœæ stosunku aktywnoœci 234 U/ 238 U 

z 1,0 do 1,17, czyli do wielkoœci charakterystycznej dla 

295

296 


Fig. 10.3. Stê¿enie uranu w osadach dennych po³udniowego Ba³tyku 

(Bory³o, 2000; Skwarzec i in., 2002)

wody ba³tyckiej (Skwarzec i in., 2004). Przeprowadzone 

badania rejonów redukcyjnych (obecnoœæ siarkowodoru) 

Basenu Gdañskiego i Basenu Bornholmskiego nie 

potwierdzi³y mo¿liwoœci intensywnego wytr¹cenia zwi¹zków 

U(IV) z wody naddennej do osadów dennych w tych 

rejonach (Skwarzec i in., 2002, 2004). 

Pluton 238 Pu, 239+240 Pu i 241 Pu 

Stê¿enie 239+240 Pu w ba³tyckiej wodzie powierzchniowej 

jest stosunkowo ma³e i zazwyczaj nie przekracza 

10 mBq/m 3 (Holm, 1995; Skwarzec, 1995). Pluton w wodzie 

morskiej wykazuje silne powinowactwo do materii 

zawieszonej, a szczególnie do materii organicznej (Ostlund, 

1991). W procesie sedymentacji plutonu w wodzie 

ba³tyckiej mo¿liwe s¹ dwa etapy: pierwszy obejmuje adsorpcjê 

Pu(V) na rozpuszczonej materii organicznej i koloidalnych 

formach ¿elaza (�-FeOOH), natomiast etap 

drugi zwi¹zany jest z jego desorpcj¹ po redukcji do Pu(IV) 

i kompleksowaniu z substancjami humusowymi. Wzglêdnie 

ma³e iloœci plutonu zaobserwowano w opadzie atmosferycznym 

nad Morzem Ba³tyckim po awarii czarnobylskiej, 

st¹d te¿ jego udzia³ w plutonie zawartym w osadach 

powierzchniowych jest niewielki (Holm, 1995; Ilus i in., 

1995). Udzia³ czarnobylskiego plutonu w ba³tyckich osadach 

dennych uwidoczni³ siê g³ównie we wzroœcie zawartoœci 

izotopów 238 Pu i 241 Pu (Holm, 1995). Ca³kowit¹ 

iloœæ plutonu z opadu globalnego z lat 1958–1962 zdeponowanego 

w Ba³tyku szacuje siê na 16,5 TBq, z czego ponad 

90% znajduje siê w osadach dennych (Salo in., 1986; 

Holm, 1995). Osady ba³tyckie zawieraj¹ zazwyczaj od 

kilku do kilkunastu Bq/kg s.m. 239+240 Pu, a iloœæ zdeponowanego 

w nich plutonu zale¿y od sk³adu chemicznego 

osadów oraz daty i wielkoœci emisji plutonu do œrodowiska 

przyrodniczego (Holby, Evans, 1996). 

Œrednie stê¿enie 239+240 Pu w wodzie po³udniowego 

Ba³tyku wynosi 4,8 mBq/m 3 , przy czym oko³o 70% stanowi¹ 

jego formy rozpuszczalne. W zawiesinie stê¿enie 

plutonu osi¹ga 1,5 Bq/kg s.m., a wartoœæ wspó³czynnika 

wzbogacania (DC) dochodzi do 4·10 5 (Skwarzec, 1995). 

Z kolei stê¿enie 241 Pu w wodach Zatoki Gdañskiej i Basenu 

Gdañskiego wynosi od 0,11 do 0,23 Bq/m 3 (tab. 10.2). 

Wiêkszoœæ dostaj¹cego siê do Morza Ba³tyckiego plutonu 

ulega stosunkowo szybko depozycji na dnie. Szybkoœæ 

osadzania jest ró¿na w poszczególnych akwenach i zale- 

¿y od ich g³êbokoœci, warunków redoks wystêpuj¹cych 


Tabela 10.2 

Stê¿enie 241 Pu w wodzie morskiej oraz osadach dennych 

z po³udniowego Ba³tyku w maju 1987 roku 

(Strumiñska, Skwarzec, 2006; Skwarzec, 2009) 

Woda morska: 

Próbka 

241 Pu 

[Bq/m 3 ] 

Stosunek 

aktywnoœci 

241 Pu/ 239+240 Pu 

Zatoka Gdañska 0,23 ±0,03 140 

Basen Gdañski 0,11 ±0,02 53 

Osady: 

Zatoka Gdañska 0,90 ±0,14 7,5 

Po³udniowa Zatoka Gdañska 0,16 ±0,02 16 

Basen Gdañski 14,2 ±2,5 39 

Wewnêtrzna Zatoka Pucka 2,93 ±0,27 7,2 

Zewnêtrzna Zatoka Pucka 1,52 ±0,12 6,6 

w strefie przydennej oraz sk³adu wodnej zawiesiny 

(Coughtrey i in., 1984). Piaszczyste osady z Zatoki Gdañskiej, 

Zatoki Puckiej oraz Rynny S³upskiej zawieraj¹ 

znacznie mniej plutonu w porównaniu z mulistymi osadami 

Basenu Gdañskiego. W osadach mulistych jest 

obecny siarkowodór i s¹ one wzbogacone w materiê organiczn¹, 

która kompleksuje pluton. Z tego wzglêdu stê- 

¿enie 239+240 Pu w powierzchniowych segmentach osadów 

mulistych by³o najwiêksze i osi¹gnê³o wartoœæ oko³o 

6,5 Bq/kg s.m. W g³êbszych warstwach osadów stê¿enie 

plutonu maleje i poni¿ej 20 cm jest znikome (Skwarzec, 

1995). 

Z kolei w Zatoce Gdañskiej wiêksze stê¿enia plutonu 

wystêpuj¹ w warstwach 3–9 cm, mniejsze zaœ w warstwie 

0–3 cm (Supliñska, 1995). Bardzo ma³e stê¿enie 239+240 Pu 

(poni¿ej 0,02 Bq/kg s.m.) zaobserwowano w osadzie pobranym 

przy ujœciu Wis³y. Jest to spowodowane znikom¹ 

zawartoœci¹ drobnych frakcji osadu (

Na obszarze po³udniowego Ba³tyku obecnoœæ czarnobylskiego 

plutonu stwierdzono w warstwie powierzchniowej 

osadów (0–3 cm) z ujœcia Wis³y i Zatoki Gdañskiej, 

co zwi¹zane jest z jego sp³ywem wodami Wis³y. 

W Zatoce Gdañskiej oraz w Basenie Gdañskim i Basenie 

Bornholmskim maksymalne stê¿enia 239+240 Pu (od 6 do 

11 Bq/kg s.m.) zanotowano w warstwach le¿¹cych na 

g³êbokoœci 8–15 cm i pochodzi on z ogólnego opadu radioaktywnego 

(Pawlukowska, 2009). Pluton znajduj¹cy 

siê w wodzie ba³tyckiej jest usuwany doœæ szybko, a tempo 

tego procesu zale¿y od g³êbokoœci akwenów, ruchów 

mas wodnych, a tak¿e od parametrów fizykochemicznych 

wody (Skwarzec, 1995; Supliñska, Pietrzak-Flis, 

2008). Przeprowadzone badania wykaza³y du¿e zró¿nicowanie 

depozycji plutonu w po³udniowym Ba³tyku, od 

najmniejszych wartoœci w Rynnie S³upskiej (11 Bq/m 2 ), 

Zatoce Puckiej (18 Bq/m 2 ) oraz Basenie Wschodniogotlandzkim 

i Basenie Bornholmskim (30 i 48 Bq/m 2 ), do 

wiêkszych w Basenie Gdañskim (98 Bq/m 2 ) oraz Zatoce 

Botnickiej (99 Bq/m 2 ) i najwiêkszych w Zatoce Fiñskiej 

(245 Bq/m 2 ) oraz rejonie Kattegat (247 Bq/m 2 ) (Skwarzec, 

Bojanowski, 1992; Dahlgaard, 1994). Stosunkowo du¿a 

depozycja 239+240 Pu w Basenie Gdañskim i Zatoce Fiñskiej 

jest wynikiem sp³ywu plutonu wodami Wis³y i Newy 

z obszarów ich dorzeczy, natomiast w Cieœninach Duñskich 

(Kattegat) znajduje siê g³ównie pluton z Morza 

Pó³nocnego, którego Ÿród³em s¹ fabryki przerobu wypalonego 

paliwa j¹drowego w Sellafield i Cap de la Haque 

(Skwarzec, 1995; Leonard i in., 1999). 

Analizuj¹c udzia³ procentowy poszczególnych frakcji 

plutonu w badanych rdzeniach osadów dennych po³udniowego 

Ba³tyku stwierdzono, ¿e najwiêcej 239+240 Pu 

zwi¹zane jest z frakcj¹ wêglanow¹ w przypadku rdzeni: 

ujœcia Wis³y (34%), Zatoki Gdañskiej (42%) i Basenu 

Bornholmskiego (35%). W Basenie Gdañskim pluton zawarty 

jest g³ównie we frakcji rozpuszczalnej w kwasach 

mineralnych (40%). Znacz¹ce iloœci 239+240 Pu znajduj¹ siê 

równie¿ we frakcji skompleksowanej z materi¹ organiczn¹ 

(29%). Najmniejsze udzia³y plutonu w osadach 

zwi¹zane s¹ z mobiln¹ frakcj¹ rozpuszczaln¹ w wodzie, 

we frakcji tlenkowej, potencjalnie biodostêpnej, z której 

239+240 Pu mo¿e byæ uwalniany w specyficznych warunkach, 

oraz w praktycznie niemobilnej reszcie zbudowanej 

g³ównie ze struktur krzemianowych. Frakcja wêglanowa, 

uwa¿ana jako mobilna, osi¹ga maksymalne zawartoœci 

plutonu w najg³êbszych warstwach rdzenia osadu 

298 


(5–8 cm) z ujœcia Wis³y. W Zatoce Gdañskiej jest ona natomiast 

najwiêksza w warstwie powierzchniowej osadu 

(0–8 cm), co sprzyja uwalnianiu plutonu do wody porowej 

i naddennej, jego remobilizacji i ponownemu wprowadzeniu 

do œrodowiska wodnego. Uwalnianie plutonu 

z osadów powierzchniowych ma bezpoœredni wp³yw na 

jego cykl biogeochemiczny w œrodowisku po³udniowego 

Ba³tyku. Podobna sytuacja wystêpuje w Basenie Bornholmskim, 

gdzie wraz z g³êbokoœci¹ rdzenia osadu 

zmniejsza siê udzia³ plutonu we frakcji wêglanowej, a najwiêksze 

jego stê¿enia w tej frakcji obserwuje siê na g³êbokoœci 

do 2 cm. Z kolei w Basenie Gdañskim 40% 

239+240 Pu znajduje siê w ma³o mobilnej frakcji rozpuszczalnej 

w kwasach mineralnych, która nie stanowi takiego 

zagro¿enia dla ekosystemu morskiego jak pluton we 

frakcji wêglanowej osadu (Pawlukowska, 2009). 

Na podstawie zawartoœci plutonu w poszczególnych 

sk³adnikach biocenozy Zatoki Gdañskiej i Basenu Gdañskiego 

oraz uwzglêdnieniu jego Ÿróde³ pochodzenia dokonano 

bilansu 239+240 Pu w tych akwenach (fig. 10.4 i 10.5). 

G³ównym Ÿród³em plutonu w Zatoce Gdañskiej jest Wis³a, 

która pod koniec lat 90. ubieg³ego wieku corocznie wzbogaca³a 

ten akwen o 192 MBq, a teraz o oko³o 90 MBq 

239+240 Pu. W przypadku Basenu Gdañskiego z dorzecza 

Wis³y i Niemna sp³ywa rocznie oko³o 312 MBq plutonu. 

Wraz z deszczem i œniegiem opada na powierzchniê Zatoki 

Gdañskiej oraz Basenu Gdañskiego corocznie odpowiednio 

12 oraz 44 MBq 239+240 Pu, natomiast bezpoœrednia 

depozycja z atmosfery suchego opadu dostarcza rocznie, 

odpowiednio 22 oraz 82 MBq plutonu. Ca³kowita iloœæ 

239+240 Pu zdeponowanego w Zatoce Gdañskiej wynosi 

1,18 TBq, natomiast w Basenie Gdañskim 3,76 TBq. 

Osady denne s¹ najwiêkszym rezerwuarem plutonu, 

gromadz¹c prawie 99,8% ca³kowitej jego iloœci w obu 

akwenach, a pozosta³e 0,2% znajduje siê w wodzie wraz 

z materi¹ zawieszon¹. Organizmy Zatoki Gdañskiej oraz 

Basenu Gdañskiego zawieraj¹ odpowiednio 3,81 oraz 

7,45 MBq 239+240 Pu (co stanowi oko³o 0,0003%), z czego 

wiêkszoœæ (82%) jest zgromadzona w zoobentosie. 

W osadach dennych Zatoki Gdañskiej i Basenu Gdañskiego 

lokuje siê odpowiednio 6,4 oraz 22% ca³kowitej 

iloœci plutonu zdeponowanego w osadach ba³tyckich, 

natomiast powierzchnia obu akwenów stanowi odpowiednio 

1,2 oraz 4,4% obszaru Morza Ba³tyckiego. Wynika 

st¹d, ¿e rezultaty przeprowadzonych badañ wskazuj¹ 

na wzbogacenie osadów dennych tych akwenów

Fig. 10.4. Schemat bilansu 239+240 Pu w Zatoce Gdañskiej 

(Skwarzec i in., 2003a; Skwarzec, 2009) 

w 239+240 Pu. Pluton zawarty w osadach dennych ulega 

powolnemu procesowi remobilizacji z udzia³em organizmów 

bentosowych i w ten sposób w³¹cza siê on w obieg 

w ekosystemie po³udniowego Ba³tyku. Ponadto badania 

10.2. Radionuklidy w organizmach dennych 

Stront 90 Sr i cez 137 Cs 

Pomiary zawartoœci 90 Sr oraz 137 Cs w organizmach 

ba³tyckich prowadzone s¹ od ponad 30 lat i s³u¿¹ zarówno 

do oceny radioaktywnego ska¿enia Morza Ba³tyckiego, 

jak równie¿ do poszukiwania organizmów wskaŸnikowych 

(bioindykatorów), które kumuluj¹ du¿e iloœci 

pierwiastków promieniotwórczych, oraz do badania ich 

migracji i remobilizacji z osadów dennych do wody przydennej 

(Szefer, 2002). Spoœród roœlin osiad³ych (nasiennych) 

szczególnie morszczyn (Fucus vesiculosus) by³ 

stosowany jako bioindykator ska¿enia radiostrontem oraz 

radiocezem stref przybrze¿nych Polski, Szwecji, Finlandii 

i Danii, zarówno przed rokiem 1986 (Bojanowski, 

Pempkowiak, 1977; Aarkrog i in., 1986), jak i po awarii 

czarnobylskiej (Carlson, 1990; Dahlgaard, 1994). Równie¿ 

organizmy planktonowe by³y przedmiotem nielicznych 

badañ (Ilus i in., 1987; Bojanowski i in., 1995b). 

Najliczniejsz¹ grupê zwierz¹t ba³tyckich, na której prowadzono 

badania nagromadzania 90 Sr i 137 Cs, stanowili 

przedstawiciele zoobentosu, zw³aszcza miêczaki i skoru- 


Fig. 10.5. Schemat bilansu 239+240 Pu w Basenie Gdañskim 

(Skwarzec i in., 2003a; Skwarzec, 2009) 

wykaza³y, ¿e obszary ujœciowe rzek (Wis³y, Odry oraz 

Niemna) s¹ silnie ska¿one plutonem (Holm, 1995; Skwarzec 

i in., 2003a; Skwarzec, 2009). 

piaki. Niektóre z nich, np. omu³ek (Mytilus trossulus), rogowiec 

ba³tycki (Macoma baltica) czy podwój wielki 

(Saduria entomon), kumuluj¹ oba radionuklidy i mog¹ 

s³u¿yæ jako biowskaŸniki radiologicznego ska¿enia osadów 

dennych radiocezem i radiostrontem (Holm i in., 

1986; Skwarzec, Bojanowski, 1992; Bojanowski i in., 

1995a; HELCOM, 1995). Po awarii czarnobylskiej najwiêksze 

stê¿enia 137 Cs wykryto w tkance miêkkiej ma³¿y 

pobranych z Zatoki Botnickiej w okresie 1986–1987 oraz 

z przybrze¿nych rejonów Forsmark (Szwecja) w 1989 r., 

natomiast 90 Sr – w muszlach analizowanych miêczaków 

(HELCOM, 1995). Z kolei w skorupiaku (Saduria entomon) 

najwiêksze stê¿enia 90 Sr i 137 Cs wykryto u osobników 

pobranych z Zatoki Fiñskiej w latach 1986–1987 

(Kanisch i in., 1995) i by³y one ponad 15-krotnie wy¿sze 

od tych z³owionych w Zatoce Pomorskiej (Bojanowski 

i in., 1995a). Równie¿ ryby ba³tyckie, zarówno pelagiczne, 

jak i przydenne, by³y przedmiotem licznych badañ. Zawartoœæ 

90 Sr oraz 137 Cs oznaczono w tkance miêsnej (filet) 

i szkielecie (Ilus i in., 1987; Holm, 1994; Kanisch i in., 

1995). Najwiêksze stê¿enia 137 Cs, przekraczaj¹ce 200 

299

Bq/kg m.m., zmierzono w filetach ryb z Zatoki Botnickiej 

i Zatoki Fiñskiej z³owionych w 1986 i 1987 r. Stê¿enia 

90 Sr nie przekracza³y wartoœci 0,1 Bq/kg m.m. i w porównaniu 

z wartoœciami uzyskanymi przed 1986 r. nie uleg³y 

istotnym zmianom (HELCOM, 1995; Kanisch i in., 1995). 

Ryby z³owione na obszarze po³udniowego Ba³tyku (Basen 

Bornholmski, Zatoka Pomorska, Zatoka Gdañska) 

charakteryzowa³y siê prawie 10-krotnie mniejszymi stê¿eniami 

137 Cs (Grzybowska, 1989; Bojanowski i in., 1995a). 

Radionuklidy 90 Sr i 137 Cs zawarte w wodzie ba³tyckiej oraz 

zdeponowane w osadach dennych kumuluj¹ siê w ró¿nym 

stopniu zarówno w organizmach dennych, jak i wodnych. 

W organizmach ba³tyckich stê¿enie 137 Cs wzrasta w szeregu: 

plankton < roœliny wodne < skorupiaki i ma³¿e, a wartoœci 

wspó³czynnika biokoncentracji (BCF) mieszcz¹ siê 

w tych organizmach w zakresie od 20 do 70 (tab. 10.3). 

Spoœród organizmów ba³tyckich skorupiaki charakteryzuj¹ 

siê wiêkszym nagromadzaniem 90 Sr ni¿ 137 Cs. Z kolei 

w rybach relacja jest odwrotna, przy czym 90 Sr gromadzi 

siê intensywniej w koœciach ni¿ w miêœniach. Badania zawartoœci 

137 Cs w rybach ba³tyckich (œledŸ, fl¹dra, dorsz) 

w latach 1985–1995 wskazuj¹ na znaczny wzrost stê¿enia 

137 Cs po awarii w Czarnobylu, z oko³o 2 Bq/kg m.m. 

w 1985 r. do prawie 20 Bq/kg m.m. w 1988 r. i w latach 

nastêpnych utrzymuje siê wci¹¿ na wysokim poziomie. 

Oznacza to, ¿e desorbowany z osadów dennych 137 Cs ulega 

nagromadzaniu w rybach ba³tyckich, a wspó³czynnik 

BCF w tkance miêsnej tych ryb przyjmuje wartoœæ 165 

(tab. 10.3). W miêœniach œledzia i dorsza ba³tyckiego 

300 


Tabela 10.3 

Wartoœci wspó³czynnika biokoncentracji (BCF) 

strontu 90 Sr i cezu 137 Cs w organizmach ba³tyckich 

(IMGW, 1991–2004; Skwarzec, 2002) 

Organizm 

Wspó³czynnik biokoncentracji (BCF) 

90 Sr 

137 Cs 

Plankton – 20 

Roœliny wodne 70 50 

Skorupiaki i ma³¿e 

Ryby: 

300 70 

miêso 10 165 

koœci 50 – 

stê¿enie 90 Sr wynosi³o 0,01–0,08 Bq/kg m.m. i nie wzros³o 

istotnie po wybuchu w Czarnobylu. W konsekwencji 

w filetach ryb obserwujemy stosunkowo ma³e wartoœci 

wspó³czynnika nagromadzania radiostrontu do 10 (IMGW, 

1991–2004; Skwarzec, 2002, 2009). 

Polon 210 Po 

Polon jest silnie nagromadzany w organizmach po- 

³udniowego Ba³tyku, a œrednie wartoœci wspó³czynnika 

biokoncentracji (BCF) mieszcz¹ siê w granicach 

1,5·10 3 –32·10 3 (tab. 10.4). W planktonie wartoœci 

wspó³czynnika BCF wzrastaj¹ w szeregu: fitoplankton 

< makrozooplankton < mezozooplankton, natomiast 

w przedstawicielach ba³tyckiego zoobentosu wzrastaj¹ 

w szeregu: niezmogowce < wieloszczety < skorupiaki 

< ma³¿e (tkanka miêkka) (Skwarzec, 1988, 1995; Skwarzec, 

Bojanowski, 1988; Skwarzec, Falkowski, 1988; Holm, 

1994; Dahlgaard, 1996; Skwarzec i in., 2003b). 

Tabela 10.4 

Stê¿enie 210 Po oraz wartoœci wspó³czynnika biokoncentracji 

(BCF) w organizmach po³udniowego Ba³tyku 

(Skwarzec, 1995, 2002) 

Organizm 

210 Po 

[Bq/kg s.m.] 

BCF·10 3 

Fitoplankton 41 4,2 

Fitobentos 9 1,8 

Zooplankton 126 32 

Zoobentos: 

niezmogowce (Polychaeta) 65 17 

wieloszczety (Priapulida) 53 7,5 

skorupiaki (Crustacea) 60 25 

ma³¿e (Bivalvia): 29 23 

tkanka miêkka 143 37 

muszla 8,5 12 

Ryby: 27 11 

przewód pokarmowy 420 70 

miêœnie 4,5 1,5

Polon roz³o¿ony jest nierównomiernie w badanych 

przedstawicielach skorupiaków i ma³¿y (tab. 10.5 i 10.6). 

Najwiêksze stê¿enia 210 Po stwierdzono w w¹trobotrzustce 

podwoja wielkiego (Saduria entomon) i ma³gwi piasko³aza 

(Mya arenaria), w której lokuje siê ponad 30% polonu 

nagromadzanego w organizmach tych zwierz¹t. 

W ba³tyckich skorupiakach i ma³¿ach stê¿enie 210 Po wzrasta 

w szeregu: w¹trobotrzustka > uk³ad pokarmowy 

> skrzela > miêœnie. W rybach z po³udniowego Ba³tyku 

wiêksze stê¿enia polonu wystêpuj¹ w narz¹dach trzewiowych 

(jelito, w¹troba, wyrostki pyloryczne, œledziona), 

mniejsze zaœ w miêœniach. Udzia³ narz¹dów trzewiowych 

w nagromadzaniu polonu w rybach zale¿y nie tylko od 

przynale¿noœci gatunkowej, ale tak¿e od rodzaju i iloœci 

pokarmu (treœci ¿o³¹dkowej). W wype³nionych pokarmem 

dorszach i œledziach udzia³ narz¹dów trzewiowych stanowi 

od 65 do 80% iloœci nagromadzanego 210 Po. Otrzymane 

wyniki wskazuj¹, ¿e polon mo¿e byæ jednym z naturalnych 

wskaŸników biomasy pokarmu w rybach ba³tyckich 

(Skwarzec, 1995). Ponadto 210 Po i 210 Pb (prekursor 210 Po) 

w ba³tyckich organizmach nie znajduj¹ siê w stanie równowagi 

promieniotwórczej i wartoœci stosunku aktywnoœci 

210 Po/ 210 Pb dochodz¹ do 70, mniejsze stwierdzono w twardych 

tkankach ryb, wiêksze zaœ w narz¹dach trzewiowych 

ryb i omu³ka (Mytilus trossulus) (Skwarzec, 1988, 1995, 

1997; Skwarzec, Falkowski, 1988). 

Ryby ba³tyckie s¹ g³ównym Ÿród³em polonu (ponad 

30%) dla mieszkañców Polski i ich konsumpcja dostarcza 

rocznie radiacyjnej dawki efektywnej w wysokoœci 43 �Sv 

(Skwarzec, 2002). Równie¿ ptaki morskie ¿yj¹ce na wybrze¿u 

po³udniowego Ba³tyku akumuluj¹ polon, który dostaje 

siê do ich cia³ w wyniku spo¿ywania organizmów morskich, 

g³ównie ma³ych ryb i miêczaków (Skwarzec, Fabisiak, 

2007). W biocenozie po³udniowego Ba³tyku zawartoœæ 

210 Po w organizmach zasiedlaj¹cych œrodowisko morskie 

zwiêksza siê w szeregu: ptaki morskie < ryby < zooplankton 

< fitoplankton < fitobentos < skorupiaki < ma³¿e. 

Na figurze 10.6 przestawiono schemat obiegu 210 Po 

w ekosystemie po³udniowego Ba³tyku. G³ównym Ÿród- 

³em polonu jest opad z atmosfery 210 Pb oraz w mniejszym 

stopniu samego 210 Po. Zachowanie siê tych nuklidów 

w œrodowisku ba³tyckim jest odmienne. O³ów sorbuje siê 

w zawiesinie mineralnej, natomiast polon wi¹¿e siê z zawiesin¹ 

biogeniczn¹ oraz rozpuszczonymi substancjami organicznymi 

(DOS) i jest silnie kumulowany w organizmach 

ba³tyckich. W osadach dennych stê¿enie polonu zale¿y 

Radionuklidy w organizmach dennych 

Tabela 10.5 

Stê¿enie 210 Po i 210 Pb oraz wartoœci stosunku aktywnoœci 

210 Po/ 210 Pb w tkankach i narz¹dach skorupiaka podwoja 

wielkiego (Saduria entomon) z Basenu Gdañskiego (Skwarzec, 

1995, 2002) 

Narz¹d, tkanka 

210 Po 

210 

Pb Stosunek 

aktywnoœci 

[Bq/kg s.m.] 

210 210 

Po/ Pb 

W¹trobotrzustka 544 51 10,6 

Uk³ad pokarmowy 354 55 6,4 

Miêœnie 52 14 3,6 

Gonady 12 4 3,2 

G³owa 8,5 2 4,4 

Pancerz chitynowy 0,64 2,6 0,2 

Hemolimfa 11 70 0,2 

Ca³y organizm 29,5 6,2 4,8 

Tabela 10.6 

Stê¿enie 210 Po i 210 Pb oraz wartoœci stosunku aktywnoœci 

210 Po/ 210 Pb w tkankach i narz¹dach omu³ka (Mytilus trossulus) 

z Zatoki Gdañskiej (Stepnowski, Skwarzec, 2000a, b; Skwarzec, 

2002) 

Narz¹d, tkanka 

210 Po 

210 

Pb Stosunek 

aktywnoœci 

[Bq/kg s.m.] 

210 210 

Po/ Pb 

W¹trobotrzustka 1026 15 68,4 

Skrzela 232 11 21,0 

Miêœnie 57 1,4 41,8 

Bisior 30 5 6,0 

Muszla 1 0,64 1,4 

Ca³y organizm 24 1,1 22,2 

301

w du¿ym stopniu od zawartoœci detrytusu, który tworzy 

siê w znacznej czêœci z opadaj¹cych na dno komórek fitoplanktonu 

oraz wydalin zooplanktonu i ryb. W ten sposób 

przyczyniaj¹ siê one do szybkiego usuwania polonu z wody 

morskiej. Natomiast zoobentos poprzez wyjadanie detrytusu 

oraz filtrowanie wody przydennej i porowej przyczynia 

siê do zatê¿ania polonu. Z kolei ryby ¿ywi¹ce siê 

skorupiakami i ma³¿ami nagromadzaj¹ 210 Po, który opad³ 

uprzednio na dno. Zatem migracja polonu w ekosystemie 

po³udniowego Ba³tyku jest poniek¹d zgodna z obiegiem 

materii w poszczególnych ogniwach ³añcucha pokarmowego 

(Skwarzec, 1995, 2009). 

Uran 238 Ui 234 U 

Uran, w przeciwieñstwie do polonu, jest s³abo nagromadzany 

w organizmach ba³tyckich, a wartoœci wspó³czynnika 

biokoncentracji BCF mieszcz¹ siê w zakresie od 0,4 do 

82 (tab. 10.7). 

W fitoplanktonie jest prawie dwukrotnie wiêcej uranu 

ni¿ w zooplanktonie. W zbadanych organizmach fauny 

dennej i przydennej stê¿enie uranu jest wiêksze 

w tkankach miêkkich ma³¿y ni¿ w skorupiakach. Rogowiec 

ba³tycki (Macoma baltica) z Zatoki Puckiej zawiera 

302 


Fig. 10.6. Migracja polonu w ekosystemie po³udniowego Ba³tyku (Skwarzec, 1995, 2002) 

Tabela 10.7 

Stê¿enie 238 U, wartoœci wspó³czynnika biokoncentracji (BCF) 

oraz wartoœci stosunku aktywnoœci 234 U/ 238 U w organizmach 

po³udniowego Ba³tyku (Skwarzec, 1995, 2002) 

Organizm 

238 U 

[Bq/kg s.m.] BCF 

Stosunek 

aktywnoœci 

234 U/ 238 U 

Fitoplankton 5,5 45 1,15 

Fitobentos 3,5 48 1,14 

Zooplankton 

Zoobentos: 

1,3 30 1,15 

skorupiaki (Crustacea) 1,5 51 1,15 

ma³¿e (Bivalvia): 0,9 55 1,15 

tkanka miêkka 4,5 82 

muszla 0,3 30 

Ryby: 0,05 1,3 1,12 

uk³ad pokarmowy 0,64 7,6 

miêœnie 0,0112 0,4

prawie dwukrotnie wiêcej uranu ni¿ ¿yj¹cy w Zatoce 

Gdañskiej. Uran jest rozmieszczony nierównomiernie 

w poszczególnych narz¹dach i tkankach ryb ba³tyckich. 

Jego stê¿enie roœnie w szeregu: miêœnie > szkielet > trzewia 

(Skwarzec, 1995, 1997). Wiêksze stê¿enia uranu 

w trzewiach dorsza i œledzia œwiadcz¹ o istotnym znaczeniu 

ich po¿ywienia, z³o¿onego g³ównie z ma³¿y i mniejszych 

ryb, jako Ÿród³a tego pierwiastka w rybach. Wartoœci 

wspó³czynnika BCF uranu w rybach s¹ na ogó³ dwa 

rzêdy wielkoœci mniejsze ni¿ w pozosta³ych organizmach 

ba³tyckich i oscyluj¹ wokó³ 1. W organizmach ba³tyckich 

wartoœci stosunku aktywnoœci 234 U/ 238 U mieszcz¹ siê 

w zakresie od 1,12 do 1,15 i s¹ zbli¿one do wartoœci charakterystycznej 

dla wody morskiej (1,17), co wskazuje, 

¿e pobieraj¹ one uran z wody i w ma³ym stopniu uczestnicz¹ 

w jego depozycji do osadów dennych. Ponadto ptaki 

morskie od¿ywiaj¹ce siê ma³¿ami (alka, nurzyk, nur) 

nagromadzaj¹ uran, a obliczone wartoœci wspó³czynnika 

przenoszenia (TF) przekraczaj¹ 2 (Fabisiak, 2007). 

Opieraj¹c siê na oznaczonych œrednich stê¿eniach uranu 

w poszczególnych przedstawicielach biocenozy po³udniowego 

Ba³tyku (Skwarzec, 1995, 2009; Szefer, 2002; 


Fabisiak, 2007) stwierdzono, ¿e zawartoœæ uranu w organizmach 

zamieszkuj¹cych œrodowisko morskie zwiêksza 

siê w szeregu: ryby < ptaki morskie < zooplankton < fitoplankton 

< fitobentos < skorupiaki < ma³¿e. 

Na figurach 10.7 i 10.8 przedstawiono schemat migracji 

i oddzia³ywania uranu w ekosystemie po³udniowego 

Ba³tyku. Geochemiczny proces obiegu uranu w tym rejonie 

Ba³tyku jest zapocz¹tkowany wietrzeniem ska³ oraz 

erozj¹ gleb. Przenoszenie materia³u l¹dowego do Morza 

Ba³tyckiego przebiega poprzez atmosferê, jak równie¿ 

z udzia³em wód rzecznych obszaru jego zlewiska. Wody 

rzeczne (g³ównie Wis³y i Odry) s¹ ponadto wzbogacone 

w uran antropogeniczny pochodz¹cy z dzia³alnoœci gospodarczej. 

W toni wodnej terygeniczny uran ulega sedymentacji, 

a nastêpnie procesom diagenetycznym prowadz¹cym 

do jego dyfuzji za pomoc¹ wód porowych (interstycjalnych) 

do wody naddennej. W geochemicznej migracji 

uranu w Morzu Ba³tyckim mniejsz¹ rolê odgrywaj¹ 

organizmy, które pobieraj¹ uran z wody i w ma³ym stopniu 

uczestnicz¹ w jego depozycji do osadów (Skwarzec, 

1995, 2009). 

Fig. 10.7. Migracja uranu w ekosystemie po³udniowego Ba³tyku 

(Skwarzec, 1995, 2002) 

303

Pluton 238 Pu, 239+240 Pu i 241 Pu 

Pluton, podobnie jak polon, jest silnie akumulowany 

w organizmach ba³tyckich, a wartoœci wspó³czynnika 

BCF mieszcz¹ w zakresie od 25 do 27·10 3 (tab. 10.8). 

W ba³tyckich zwierzêtach stê¿enie 239+240 Pu jest bardzo 

zró¿nicowane i mieœci siê w zakresie od 0,014 Bq/kg s.m. 

w rybach do 0,957 Bq/kg s.m. w niezmogowcu (Halicriptus 

spinulosus). W obrêbie badanych organizmów fauny 

dennej i przydennej wykryto wiêksze stê¿enia plutonu 

w przedstawicielach niezmogowców (Priapulida) i wieloszczetów 

(Polychaeta), a mniejsze w skorupiakach 

(Crustacea) i tkankach miêkkich ma³¿y (Bivalvia). Spoœród 

analizowanych roœlin osiad³ych z Zatoki Puckiej 

304 


Fig. 10.8. Oddzia³ywanie uranu w ekosystemie po³udniowego Ba³tyku 

(Skwarzec, 1995, 2002) 

najwiêksze stê¿enie 239+240 Pu wykryto w brunatnicy (Pylaiella 

litoralis) zebranej w 1987 roku. W rybach ba³tyckich 

rozmieszczenie 239+240 Pu jest nierównomierne. W dorszu 

i œledziu maleje ono w szeregu: trzewia > g³owa + krêgos³up 

> miêœnie. W trzewiach znajduje siê po³owa plutonu 

zawartego w tych rybach, przy czym znaczna jego czêœæ 

lokuje siê w przewodzie pokarmowym. Szczególnie du- 

¿e stê¿enia 239+240 Pu wykryto w jelicie dorsza i skrzelach 

œledzia (Skwarzec, Strumiñska, 2001; Strumiñska, Skwarzec, 

2006). 

Na podstawie stosunku aktywnoœci 238 Pu/ 239+240 Pu 

okreœlono udzia³ czarnobylskiego plutonu w ogólnej jego 

zawartoœci w wybranych sk³adnikach ekosystemu po³udniowego 

Ba³tyku. Udzia³ ten w zoobentosie i osadach

dennych w latach 1987–1991 by³ ma³y i uwidoczni³ siê 

g³ównie w ma³¿ach (ok. 10%), natomiast by³ on znacznie 

wiêkszy w przedstawicielach fauny pobranych w roku 

1998: od 20% dla babki byczej (Neogobius melanostomus) 

do 70% w œledziu (Skwarzec, Strumiñska, 2001; 

Strumiñska, Skwarzec, 2004). 

Oprócz alfa promieniotwórczych izotopów 238 Pu, 239 Pu 

i 240 Pu w œrodowisku przyrodniczym znajduje siê równie¿ 

241 – 

Pu, który jest â emiterem. Jego aktywnoœæ po wybuchu 

w elektrowni czarnobylskiej w dniu 26 kwietnia 1986 

roku wzros³a w powietrzu ponad 3500 razy, osi¹gaj¹c 

w suchym opadzie atmosferycznym wartoœæ 3643 Bq/kg 

s.m. (Strumiñska, Skwarzec, 2006). Natomiast stê¿enie 

241 3 

Pu w wodzie z Zatoki Gdañskiej wynios³o 0,23 Bq/m , 

a stosunek aktywnoœci 241 Pu/ 239+240 Pu w tym czasie osi¹gn¹³ 

wartoœæ 140. Izotop 241 Pu, podobnie jak radionuklidy 

239+240 

Pu, jest równie¿ silnie nagromadzany w organizmach 

ba³tyckich (tab. 10.9). 

Spoœród przedstawicieli zoobentosu wiêksze stê¿enia 

241 

Pu zanotowano w niezmogowcu (Halicryptus spinulosus) 

i wieloszczecie (Antinöella sarsi), mniejsze zaœ w skorupiakach: 

podwoju wielkim (Saduria entomon) i p¹klach 


Tabela 10.8 

Stê¿enie 239+240 Pu oraz wartoœci wspó³czynnika 

biokoncentracji (BCF) w organizmach po³udniowego 

Ba³tyku (Skwarzec, 1995, 2002) 

Organizm 

239+240 Pu 

[Bq/kg s.m.] 

BCF·10 3 

Fitoplankton 0,006 0,6 

Fitobentos 0,118 3,5 

Zooplankton 

Zoobentos: 

0,004 0,025 

wieloszczety (Polychaeta) 0,169 5,5 

niezmogowce (Priapulida) 0,957 27,0 

skorupiaki (Crustacea) 

ma³¿e (Bivalvia): 

0,046 2,7 

tkanka miêkka 0,073 3,2 

Ryby: 0,014 0,9 

przewód pokarmowy 0,100 2,9 

miêœnie 0,0039 0,25 

Tabela 10.9 

Stê¿enie 241 Pu w fito- i zoobentosie 

z Zatoki Puckiej zebranym w latach 1986–1987 

(Strumiñska, Skwarzec, 2006) 

Organizm 

241 Pu 

[Bq/kg s.m.] 

Stosunek 

aktywnoœci 

241 Pu/ 239+240 Pu 

Fitobentos: 

Cladophora rupestris 0,30 ±0,05 5,4 

Ulva lactuca 0,28 ±0,08 28 

Elodea canadensis 0,22 ±0,09 9,2 

Potamogeton pectinalis 0,39 ±0,06 35 

Pylaiella litoralis 1,01 ±0,12 9,4 

Zostera marina 

Zoobentos: 

0,24 ±0,06 18 

Antinöella sarsi 7,71 ±0,85 59 

Balanus improvisus 0,20 ±0,02 29 

Cardium glaucum 1,66 ±0,02 64 

Gammarus sp. 1,80 ±0,21 30 

Halicryptus spinulosus 9,20 ±1,20 11 

Mytilus trossulus 0,28 ±0,03 1,7 

Saduria entomon 0,13 ±0,06 5 

(Balanus improvisus). Oznacza to, ¿e wiêksze stê¿enia 

241 Pu wystêpuj¹ w przedstawicielach Priapulida i Polychaeta, 

a mniejsze w Crustacea. W przypadku roœlin 

osiad³ych z Zatoki Puckiej najwiêksze stê¿enie 241 Pu stwierdzono 

w moczarce kanadyjskiej (Elodea canadensis) 

i w trawie morskiej (Zostera marina) oraz w brunatnicy 

(Pylaiella litoralis). Ze wzglêdu na budowê morfologiczn¹ 

i du¿¹ powierzchniê plech (Pylaiella litoralis) 

znacznie silniej sorbuj¹ siê w niej nie tylko pierwiastki radioaktywne, 

ale tak¿e metale ciê¿kie (Szefer, 2002). Wartoœci 

stosunku aktywnoœci 241 Pu/ 239+240 Pu w fitobentosie 

zawiera³y siê w przedziale od 5,4 w zielenicy ga³¹zatce 

(Cladophora rupestris) do 35 w przedstawicielu nasiennych 

rdestnicy grzebieniastej (Potamogeton pectinalis), 

natomiast w przedstawicielach fauny dennej od 1,7 

w omu³ku (Mytilus trossulus) do 64 w sercówce (Cardium 

glaucum). Oznacza to, ¿e organizmy zoobentosowe 

305

zawieraj¹ wiêcej 241 Pu ni¿ roœliny osiad³e. Akumuluj¹ one 

pluton z osadów i wód interstycjalnych, w przeciwieñstwie 

do organizmów fitobentosu, które adsorbuj¹ pluton zawarty 

w wodzie morskiej (Strumiñska, Skwarzec, 2006). 

Równie¿ ptaki morskie nagromadzaj¹ pluton, przy czym 

wiêksze stê¿enia 239+240 Pu obserwuje siê u ptaków preferuj¹cych 

mieszany pokarm zwierzêcy (miêczaki, skorupiaki 

i ryby) z domieszk¹ pokarmu roœlinnego (lodówka i edredon) 

oraz u gatunków preferuj¹cych przede wszystkim pokarm 

roœlinny (czernica) (Fabisiak, 2007; Skwarzec, 2009). 

Opieraj¹c siê na oznaczonych œrednich stê¿eniach plutonu 

w poszczególnych przedstawicielach biocenozy po- 

³udniowego Ba³tyku (Skwarzec, 1995, 1997; Skwarzec, 

Literatura 

AARKROG A., DAHLGARD H., BOESKIFTE S., 1986 — 

Transfer of radiocesium and 90 Sr from Sellafield to Danish 

Straits. W: Study of radioactive materials in the Baltic Sea 

(International Atomic Energy Agency, Vienna): 32–51. 

Report (IAEA-TECDOC-362) of the Final Research Co- 

-Ordination Meeting on the Study of Radioactive materials 

in the Baltic Sea. IAEA, Helsinki, Finland. 

306 


Fig. 10.9. Oddzia³ywanie i migracja plutonu w ekosystemie po³udniowego Ba³tyku (Skwarzec, 1995, 2002) 

Strumiñska, 2001; Strumiñska, Skwarzec, 2004) mo¿na 

stwierdziæ, ¿e jego zawartoœæ w organizmach zamieszkuj¹cych 

œrodowisko morskie zwiêksza siê w szeregu: 

ptaki morskie < ryby < zooplankton < fitoplankton < zoobentos 

< fitobentos. 

Na figurze 10.9 przedstawiono schemat oddzia³ywañ 

i migracji plutonu w ekosystemie po³udniowego Ba³tyku. 

Najwa¿niejszymi elementami obiegu plutonu s¹ procesy 

jego sp³ywu rzecznego oraz opadu atmosferycznego, a nastêpnie 

sedymentacji w toni wodnej. Zdeponowany w osadach 

pluton ulega procesom diagenezy oraz remobilizacji, 

których szybkoœæ uzale¿niona jest od form chemicznych, 

w jakich wystêpuje. 

ANDERSSON P.S., PORCELLI D., WASSERBURG G.J., IN- 

GRI J., 1998 — Particle transport of 238 U– 234 U in the Kalix 

River and in Baltic Sea. Geochim. Cosmochim. Acta, 62: 

385–392. 

BOJANOWSKI R., KNAPIÑSKA-SKIBA D., RADECKI Z., 

TOMCZAK J., SZCZEPAÑSKA T., 1995a — Accumulation 

of radioactive caesium ( 137 Cs) in Southern Baltic sediments.

W: The Baltic (red. J.E. Mojski): 145–150. Pañstw. Inst. 


BOJANOWSKI R., PEMPKOWIAK J., 1977 — Akumulacja 

90 137 106 144 239,240 

Sr, Cs, Ru, Ce i Pu w roœlinach wodnych 

po³udniowego Ba³tyku. Oceanologia, 7: 89–104. 

BOJANOWSKI R., PEMPKOWIAK J., SZEFER P., 1981 — 

Organic-bound polonium-210 in water of the Baltic Sea and 

Vistula River. Stud. Mater. Oceanolog., 34: 93–112. 

BOJANOWSKI R., RADECKI Z., KNAPIÑSKA-SKIBA D., 

1995b — The distribution of 137 Cs, 239+240 Pu and 210 Po in 

the Pomeranian Bay (southern Baltic) ecosystem. Biul. Mors. 

Inst. Ryb., 3: 15–24. 

BORY£O A., 2000 — Depozycja uranu w osadach dennych 

Ba³tyku Po³udniowego. Praca doktorska. Arch. Wydz. Chemii 

UG, Gdañsk. 

CARLSON L., 1990 — Effects of biotic and abiotic factors on 

the accumulation of radionuclides in Fucus vesiculosus 

L. Dissertation. Department of Ecology, Marine Ecology, 

Lund University, Sweden. 

CARPENTER R., PETERSON M.L., BENNETT J.T., 1985 — 

210 

Pb-derived sediment accumulation and mixing rates for 

the Greator Puguet Sound Region. Mar. Geol., 64: 291–312. 

COUGHTREY P.J., JACKSON D., JONES C.H., KANE P., 

THORNE M.C., 1984 — Radionuclide distribution and 

transport terrestrial and aquatic ecosystems. A critical review 

of data: 302–343. A.A. Balkema, Rotterdam. 

DAHLGAARD H., 1994 — Marine radioecology. W: Radioecology: 

Lectures in environmental radioactivity (red. E. Holm). 

World Scientific Singapore, Singapore–New Jersey–London–Hong 

Kong. 

DAHLGAARD H., 1996 — Polonium-210 in mussels and fish 

from the Baltic-North sea estuary. J. Environ. Radioactivity, 

32: 91–96. 

FABISIAK J., 2007 — Nagromadzanie polonu, uranu i plutonu 

w ptakach morskich. Praca doktorska. Arch. Wydz. Chemii 

UG, Gdañsk. 

GRZYBOWSKA D., 1989 — Concentration of 137 Cs and 90 Sr in 

marine fish from the southern Baltic Sea. Acta Hydrobiol., 

31: 139–147. 

HELCOM, 1995 — Radioactivity in the Baltic Sea in 1984–1991. 

Baltic Sea Environment Proceedings (Baltic Marine Environment 

Protection Commission, HELCOM), No. 61. 

HERRMANN J., KERSHAW P. J., BAILLY du BOIS P., GUE- 

GUENIAT P., 1995 — The distribution of artificial radionuclides 

in the English Channel, southern North Sea, Skagerrak 

and Kattegat, 1990–1993. J. Mar. Systems, 6: 427–456. 

HOLBY O., EVANS S., 1996 — The vertical distribution-derived 

radionuclides in a Baltic Sea sediment. J. Environ. Radioactivity, 

33: 129–145. 

Literatura 

HOLM E., 1994 — Polonium and radiocaesium in muscle tissue 

of fish from different Nordic marine areas. W: Nordic radioecology, 

the transfer of radionuclides through Nordic ecosystem 

to Men (red. H. Dahlgaard): 119–126. Elsevier Science, 

Amsterdam. 

HOLM E., 1995 — Plutonium in the Baltic Sea. Appl. Radiat. 

Isot., 46: 1225–1229. 

HOLM E., DUNIEC S., HALLSTADIUS L., MATTSSON S., 

RIOSECO J., SAMUELSSON C., 1986 – Releases distribution 

and pathways for radionuclides in the Baltic Sea. 

W: Study of radioactive materials in the Baltic Sea (International 

Atomic Energy Agency, Vienna): 152–161. Report 

(IAEA-TECDOC-362) of the Final Research Co-Ordination 

Meeting on the Study of Radioactive materials in the Baltic 

Sea. IAEA, Helsinki, Finland. 

IAEA — International Atomic Energy Agency, 1986 – Summary 

report on the post-accident review meeting on the Chernobyl 

accident. Safety series, 75: 106. INSAG-1, Vienna. 

ILUS E., NIEMISTÖ L., BOJANOWSKI R., 1995 — Radionuclides 

in sediment and suspended particulate matter. 

W: Radioactivity in the Baltic Sea 1984–1991: 69–92. Baltic 

Environment Proceedings HELCOM No 61. 

ILUS E., SJÖBLOM K.-L., SAXEN R., AALTONEN H., TAI- 

PALE K., 1987 — Finnish studies in Baltic Sea after the 

Chernobyl accident in 1986. Suppl. 11 to Annual Rep. 

STUK-A66. Finnish Centre for Radiation and Nuclear Safety, 

Helsinki, Finland. 

IMGW, 1991–2004 — Warunki œrodowiskowe polskiej strefy 

po³udniowego Ba³tyku. Mat. Oddz. Morskiego IMGW, 

Gdynia. 

JAWOROWSKI R., BARAÑSKI A., GRZYBOWSKA D. i in., 

1986 — Monitoring of the radioactive material in the Baltic 

Sea. W: Study of radioactive materials in the Baltic Sea (International 

Atomic Energy Agency, Vienna): 141–151. Report 

(IAEA-TECDOC-362) of the Final Research Co-ordination 

Meeting on the Study of the Radioactive Materials in 

the Baltic Sea. IAEA, Helsinki, Finland. 

KANISCH G., NEUMANN G., ILUS E., 1995 — Radionuclides 

in biota. W: Radioactivity in the Baltic Sea 1984–1991: 

93–120. Baltic Sea Environmental Proceedings HELCOM No 61. 

LEONARD K.S., McCUBBIN D., BLOWERS P., TAYLOR B.R., 

1999 — Dissolved plutonium and americium in surface waters 

of the Irish Sea, 1973–1996. J. Environ. Radioactivity, 

44: 129–158. 

LOFVENDHAL R., 1987 — Dissolved uranium in the Baltic. 

Mar. Chem., 21: 213–227. 

OSTLUND P., 1991 — Interrelations between plutonium and 

some transition elements in Gulf of Bothanian sediments. 

Ambio, 20: 38–42. 

307

PAWLUKOWSKA M., 2009 — Specjacja plutonu w osadach 

dennych po³udniowego Ba³tyku. Praca doktorska. Arch. 

Wydz. Chemii UG, Gdañsk. 

PEMPKOWIAK J., 1991 — Enrichment factors of heavy metals 

in the Southern Baltic surface sediments dated with Pb-210 

and Cs-137. Environ. Int., 17: 420–42. 

PORCELLI D., ANDERSSON P.S., WASSERBURG G.J., IN- 

GRI J., BASKARAM M., 1997 — The importance of colloids 

and mires for the transport of uranium isotopes through 

the Kalix River watershed and Baltic Sea. Geochim. Cosmochim. 

Acta, 61: 4095–4113. 

PRANGE A., KREMLING K., 1985 — Distribution of dissolved 

molybdenum, uranium and vanadium in Baltic Sea 

waters. Mar. Chem., 16: 259–274. 

ROBINS J., 1978 — Geochemical and geophysical applications of 

radioactive lead. W: The biogeochemistry and lead in the environment 

(red. J. Nroagi): 285–293. Elsevier, Amsterdam. 

SALO A., TOUMAINEN K., VOIPIO A., 1986 — Inventories 

of some long-lived radionuclides in the Baltic Sea. Sci.Total 

Environ., 54: 247–260. 

SKWARZEC B., 1988 — Accumulation of 210 Po in selected 

species of Baltic fish. J. Environ. Radioactivity, 8: 111–118. 

SKWARZEC B., 1995 — Polon, uran i pluton w ekosystemie 

po³udniowego Ba³tyku. Rozprawy i monografie, Inst. Oceanologii 

PAN, 6. Sopot. 

SKWARZEC B., 1997 — Polonium, uranium and plutonium in 

the southern Baltic Sea. Ambio, 26, 2: 113–117. 

SKWARZEC B., 2002 — Radiochemia œrodowiska i ochrona 

radiologiczna. Wyd. DJ, Gdañsk. 

SKWARZEC B., 2008 — Geochronologia izotopowa – datowanie 

szcz¹tków skamielin. Edukacja przyrodnicza w szkole 

podstawowej, 3–4/2007. Warszawa–Wroc³aw. 

SKWARZEC B., 2009 — Polonium, uranium and plutonium radionuclides 

in aquatic environment of Poland and southern 

Baltic Sea. Balt. Coast. Zone, 13, part 2: 127–166. 

SKWARZEC B., BOJANOWSKI R., 1988 — The 210 Po content 

in sea water and its accumulation in southern Baltic plankton. 

Mar. Biol., 97: 301–307. 

SKWARZEC B., BOJANOWSKI R., 1992 — Distribution of 

plutonium in selected components of the Baltic ecosystem 

within the Polish economic zone. J. Environ. Radioactivity, 

15: 249–263. 


Isotopes of 234 U and 238 U in sediments of the southern Baltic. 




Activity disequilibrium between 234 U and 238 U isotopes in 

southern Baltic. Water, Air, Soil Pollut., 159: 165–173. 

SKWARZEC B., FABISIAK J., 2007 — Bioaccumulation of 

polonium 210 Po in marine birds. J. Environ. Radioactvity, 

93: 119–126. 

SKWARZEC B., FALKOWSKI L., 1988 — Accumulation of 

210 

Po in Baltic invertebrates. J. Environ. Radioactivity, 8: 

99–109. 

SKWARZEC B., STRUMIÑSKA D.I., 2001 — Bioaccumulation 

and distribution of plutonium in fish from Gdañsk Bay. 


SKWARZEC B, STRUMIÑSKA D.I., PRUCNAL M., 2003a 

— Estimates of 239 + 240 Pu inventories in Gdañsk Bay and 

Gdañsk Basin. J. Environ. Radioactivity, 70: 237–252. 

SKWARZEC B., ULATOWSKI J., STRUMIÑSKA D.I., FA- 

LANDYSZ J., 2003b — Polonium 210 Po in the phytobentos 

from Puck Bay. J. Environ. Monitor., 5: 308–311. 

STEPNOWSKI P., SKWARZEC B., 2000a — Tissue and subcellular 

distribution of 210 Po in the crustacean Saduria entomon 

inhabiting the southern Baltic Sea. J. Environ. Radioactivity, 

49: 195–199. 

STEPNOWSKI P., SKWARZEC B., 2000b — A comparison of 

210 

Po accumulation in molluscs from the southern Baltic, 

the coast of Spitsbergen and Sasek Wielki Lake in Poland. 


STRUMIÑSKA D.I., SKWARZEC B., 2004 — Plutonium concentration 

in water from the southern Baltic Sea and their distribution 

in cod (Gadus morhua) skin and gills. J. Environ. 

Radioactivity, 72: 355–361. 

STRUMIÑSKA D.I., SKWARZEC B., 2006 — Plutonium 241 Pu 

concentrations in southern Baltic Sea ecosystem. J. Radioanal. 

Nucl. Chem., 268: 59–63. 

SUPLIÑSKA M., 1995 — Plutonium in sediment of the Baltic 

Sea in the period 1991–1993. Nukleonika, 40: 33–44. 

SUPLIÑSKA M., PIETRZAK-FLIS Z., 2008 — Sedimentation 

rates and dating of bottom sediments in the Southern Baltic 

Sea region. Nukleonika, 53: 105–111. 

STYRO D., BUMELIENE Zh., LUKINSKIENE M., MORKU- 

NIENE R., 2001 — 137 Cs and 90 Sr behavioural regularities in 

the southeastern part of the Baltic Sea. J. Environ. Radioactivity, 

53: 27–39. 



York–Oxford–Paris–Shannon–Tokyo.

Rozdzia³ 11 

SK£AD CHEMICZNY WÓD INTERSTYCJALNYCH 

Badanie wód interstycjalnych ba³tyckich osadów morskich 

rozpoczêto w pierwszej po³owie XX wieku (Grippenberg, 

1934; Kullenberg, 1952; Mikkelsen, 1956). Do 

badania sk³adu zastosowano metodê wymywania. Jednak¿e 

z uwagi na wady tego sposobu uzyskiwania materia³u do 

badañ wód interstycjalnych dane te maj¹ jedynie wartoœæ 

historyczn¹ (Bola³ek, 1988). Sk³ad chemiczny wody interstycjalnej 

odzwierciedla reakcje zachodz¹ce miêdzy 

cz¹stkami osadu a roztworem. Analiza chemiczna tych 

wód pozwala na poszerzenie wiedzy o wczesnych stadiach 

diagenezy osadu oraz umo¿liwia: 

– wykrycie reakcji diagenetycznych w osadach dennych, 

– oszacowanie strumieni wymiany na granicy faz 

woda naddenna–osad, 

– zamkniêcie cykli biogeochemicznych makro- i mikrosk³adników 

wody morskiej. 

Podstawowy sk³ad chemiczny wód interstycjalnych 

osadów morskich jest na ogó³ bardzo z³o¿ony i nie pokrywa 

siê ze sk³adem wód naddennych. Do podstawowych 

makrosk³adników wód interstycjalnych, podobnie jak 

i wód morskich, zalicza siê spoœród anionów: chlorki (Cl – ), 

siarczany (SO4 2– ) i wodorowêglany (HCO3 – ), a spoœród kationów: 

sód (Na + ), magnez (Mg 2+ ), wapñ (Ca 2+ ), potas 

(K + ) oraz czasami stront (Sr 2+ ). 

Na odmiennoœæ sk³adu chemicznego wód interstycjalnych 

w stosunku do wód naddennych wp³ywa wiele czynników 

(Bola³ek, 1992), np. po³o¿enie wzglêdem l¹du 

(odleg³oœæ od brzegu, od cieków), warunki geologiczne 

(obecnoœæ w osadzie ró¿nych minera³ów, charakter osadów), 

warunki sedymentacji, warunki hydrogeologiczne 

(dop³yw wód podziemnych), fizyczno-chemiczne (procesy 

redukcji i sorpcji, ciœnienie hydrostatyczne wody 

morskiej nad osadem), biologiczne (bioturbacja i bioirygacja, 

dop³yw materii organicznej do dna w postaci detrytusu) 

oraz antropogeniczne. G³ówn¹ rolê nale¿y przypisaæ 

tym czynnikom, które decyduj¹ o intensywnoœci 

i kierunku procesów, jakie maj¹ miejsce przy formowaniu 

siê sk³adu chemicznego wód. Do nich nale¿¹: mieszanie 

siê wód, degradacja materii organicznej z jej 

g³ówn¹ sk³adow¹ mineralizacj¹, adsorpcja pierwiastków 

na cz¹stkach sta³ych osadu. W wyniku dzia³ania tych 

procesów ustala siê równowaga fizyczno-chemiczna miêdzy 

sk³adem chemicznym wody interstycjalnej i otaczaj¹cym 

j¹ osadem. Stosunek stê¿eñ podstawowych 

sk³adników zasolenia do stê¿enia chlorków w wodzie 

morskiej jest w przybli¿eniu sta³y, ale ró¿ny dla poszczególnych 

sk³adników zasolenia i zmienny regionalnie 

(tab. 11.1). Najwiêksze ró¿nice pomiêdzy wodami 

interstycjalnymi i toni¹ wodn¹ wystêpuj¹ w stosunku 

tych sk³adników, które s¹ wra¿liwe na zmiany warunków 

redoks (siarczany, alkalicznoœæ) oraz dop³yw wód 

s³odkich (jon wapniowy i chlorkowy). G³ównymi czynnikami 

decydujàcymi o skùadzie wód interstycjalnych 

w Baùtyku sà (J¸rgensen i in., 1990; Bolaùek, 1992; Carman, 

Rahm, 1997; Schlüter i in., 2004): 

– utlenienie materii organicznej i redukcja niektórych 

zwi¹zków (np. azotanów, siarczanów); 

– dop³yw wód podziemnych wyra¿ony zmianami stê- 

¿enia jonu chlorkowego; 

– ciœnienie hydrostatyczne wody morskiej nad osadem; 

– reakcje wymiany jonowej; 

309

– reakcje odwrotnego wietrzenia (reverse weathering 

reaction). 

Na figurze 11.1 przedstawiono zmiany stê¿enia makrosk³adników 

w wodach interstycjalnych Ba³tyku W³aœciwego, 

a na figurze 11.2 – Zatoki Puckiej. 

Jon chlorkowy nie tworzy w osadach trudno rozpuszczalnych 

zwi¹zków z innymi makrosk³adnikami wody 

morskiej ani interstycjalnej. Nie bierze te¿ udzia³u w procesach 

absorpcji, a jego stê¿enie w œrodowisku morskim 

jest niezale¿ne od sk³adu chemicznego i biogeochemicznego 

osadów morskich. Dziêki du¿ej rozpuszczalnoœci 

zwi¹zków chloru, od 97 do 99% ca³kowitej zawartoœci 

przypada na wody interstycjalne (Sziszkina, 1972). Stê- 

310 

Sk³ad chemiczny wód interstycjalnych 

Stosunek wagowy stê¿enia makrosk³adników jonowych i chlorków w wodach Ba³tyku i oceanu 

Rejon Estymator HCO3 – :Cl – SO4 2– :Cl – Na + :Cl – Mg 2+ :Cl – Ca 2+ :Cl – 


– wody interstycjalne 

G³êbia Gotlandzka 


Zatoka Pucka 


Zatoka Pucka 

– wody naddenne 


– toñ wodna 


– toñ wodna 

min 

max 

œr. 

SD 

min 

max 

œr. 

SD 

min 

max 

œr. 

SD 

min 

max 

œr. 

SD 

0,014 

0,062 

0,029 

0,015 

0,036 

0,203 

0,102 

0,050 

0,016 

0,357 

0,197 

0,064 

0,023 

0,036 

0,030 

0,004 

0,060 

0,160 

0,110 

0,022 

0,000 

0,102 

0,018 

0,033 

0,000 

0,438 

0,109 

0,074 

0,145 

0,172 

0,159 

0,008 

0,391 

0,525 

0,461 

0,034 

0,444 

0,548 

0,508 

0,035 

0,503 

0,650 

0,556 

0,028 

0,537 

0,560 

0,552 

0,008 

0,032 

0,068 

0,048 

0,009 

0,051 

0,067 

0,058 

0,006 

0,011 

0,099 

0,063 

0,012 

0,068 

0,069 

0,069 

0,001 

0,020 

0,027 

0,023 

0,002 

0,024 

0,101 

0,054 

0,028 

0,019 

0,298 

0,048 

0,053 

0,027 

0,035 

0,030 

0,003 

K + :Cl – 

0,018 

0,026 

0,022 

0,002 

0,010 

0,029 

0,018 

0,007 

0,012 

0,036 

0,025 

0,005 

0,018 

0,021 

0,020 

0,001 

0,043 0,144 0,551 0,067 0,033 0,021 

0,020 0,141 0,534 0,067 0,026 0,021 

Tabela 11.1 

�ród³o 

Carman, Rahm, 1997 

Sziszkina i in., 1980 

Bola³ek, 1992 


M³odziñska, 1975 

Trzosiñska, 1977 

Ocean 0,007 0,140 0,536 0,067 0,0210 0,021 Culkin, 1965 

SD – odchylenie standardowe 

¿enie jonu chlorkowego w wodach interstycjalnych jest 

g³ównie zwi¹zane z jego stê¿eniem w wodach naddennych. 

Znacz¹cy wp³yw na zmianê stê¿eñ chlorków w wodach 

interstycjalnych maj¹ procesy dyfuzji, migracji wywo³anej 

kompakcj¹ i podmorski dop³yw wód podziemnych 

o innym sk³adzie. WyraŸnie taki proces wys³odzenia 

jest widoczny w zatokach, gdzie pod dnem p³ynie woda 

z pradolin rzecznych. Dobrym przyk³adem (fig. 11.2) 

jest zmiennoœæ wielu parametrów w wodach interstycjalnych 

Zatoki Puckiej (po³udniowy Ba³tyk) oraz zmiennoœæ 

stê¿enia chlorków w wodach interstycjalnych Zatoki 

Eckernförde (zachodni Ba³tyk). W tym ostatnim przypadku 

stê¿enie chlorków w wodach interstycjalnych spada³o


Fig. 11.1. Pionowe zmiany stê¿eñ makrosk³adników jonowych w wodach interstycjalnych 

Ba³tyku W³aœciwego (na podstawie danych Carman i Rahm, 1997) 

311

312 


Fig. 11.1 cd.


Fig. 11.2. Pionowe zmiany stê¿eñ makrosk³adników jonowych w wodach interstycjalnych 

Zatoki Puckiej (Bola³ek, 1992) 

313

314 


Fig. 11.2 cd.

nawet do wartoœci poni¿ej 10% stê¿enia tego parametru 

w wodach naddennych (Schlüter i in., 2004). Podobnie 

w osadach Zatoki Puckiej, gdzie zanotowano dop³yw wód 

podziemnych, najni¿sze stê¿enie chlorków (0,37 g/dm 3 ; 

tab. 11.2) stanowi³o 8,7% najwy¿szej wartoœci stê¿enia 

badanego parametru (4,24 g/dm 3 ). Falkowska i Piekarek- 

-Jankowska (1999) stwierdzi³y wyp³yw wód podziemnych 

przez dno G³êbi Gdañskiej. 

W wiêkszoœci przypadków stê¿enia siarczanów wwodach 

interstycjalnych wykazuj¹ du¿¹ zmiennoœæ zwi¹zan¹ 

z typem osadu. S¹ one ni¿sze ni¿ to wynika z ich stosunku 

do stê¿enia chlorków w wodach morskich. Im wy¿sza zawartoœæ 

materii organicznej w osadach, tym potencjalnie 

mniejsze stê¿enie siarczanów w wodach interstycjalnych. 

Jest to zwi¹zane z mikrobiologiczn¹ redukcj¹ siarczanów 

do siarkowodoru (desulfatyzacja). Spadek stê¿enia siarczanów 

w wodach interstycjalnych, jako wynik bakteryjnej 

redukcji, jest czêsto obserwowany w osadach mor- 

Rejon Estymator Cl – 


G³êbia Gotlandzka 

Zatoka Pucka 

N 

min 

max 

œr. 

SD 

N 

min 

max 

œr. 

SD 

N 

min 

max 

œr. 

SD 


skich i najogólniej mo¿na go przedstawiæ w postaci nastêpuj¹cej 

reakcji: 

2CH2O +SO4 2– � H2S + 2HCO3 – 

gdzie: 

CH2O – Ÿród³o wêgla organicznego. 

Powstaj¹cy jon wodorowêglanowy zwiêksza alkalicznoœæ 

wody interstycjalnej. Zerowym i niskim stê¿eniom 

siarczanów odpowiadaj¹ wysokie stê¿enia wodorowêglanów 

(fig. 11.3). 

Podwy¿szone stê¿enia siarczanów w powierzchniowych, 

zwykle w dobrze natlenionych warstwach osadu, 

s¹ wynikiem utleniania siarkowodoru dyfunduj¹cego 

z g³êbszych partii osadu: H2S+2O2 � SO4 2– +2H + .Wtakich 

przypadkach stosunek wagowy omawianego parametru 

do stê¿enia jonu chlorkowego jest znacznie wy¿szy 

Stê¿enie makrosk³adników jonowych* w wodach interstycjalnych Ba³tyku 

49 

4,93 

8,60 

6,87 

0,88 

10 

5,25 

7,18 

6,52 

183 

0,37 

4,24 

3,12 

0,88 

HCO3 – 

49 

96 

488 

202 

116 

10 

226 

1415 

675 

181 

45 

1065 

328 

274 

*Stê¿enie Cl – iNa + w g/dm 3 , pozosta³e stê¿enia w mg/dm 3 , 

N – liczba próbek, 

SD – odchylenie standardowe. 

SO4 2– 

49 

464 

904 

741 

86 

10 

0 

346 

61 

161 

0 

1109 

280 

240 

Na + 

49 

2,24 

3,90 

3,17 

0,47 

10 

2,48 

3,84 

3,31 

171 

0,20 

2,49 

1,73 

0,55 

Mg 2+ 

49 

202 

401 

325 

51 

10 

274 

476 

375 

175 

14 

387 

202 

82 

Ca 2+ 

49 

120 

200 

158 

19 

10 

172 

639 

343 

177 

52 

281 

112 

51 

K + 

49 

104 

192 

149 

27 

10 

63 

203 

120 

173 

9 

127 

79 

30 

Sr 2+ 

49 

1,32 

2,36 

1,95 

0,29 

Tabela 11.2 

�ród³o 

Carman, 

Rahm, 1997 

Sziszkina i in., 

1980 


315

Fig. 11.3. Zale¿noœæ pomiêdzy stê¿eniem siarczanów 

i wodorowêglanów w wodach interstycjalnych Ba³tyku 

W³aœciwego (na podstawie danych Carman i Rahm, 1997) 

(tab. 11.1) ni¿ w wodach przydennych. Czêsto ma to 

miejsce w anaerobowych osadach mulistych. Spadkowi 

stê¿enia siarczanów w wodzie interstycjalnej towarzyszy 

wzrost stê¿enia metanu (fig. 11.4). Jest to wynikiem procesu 

metanogenezy: 

(CH2O)106(NH3)16(H3PO4) � 53CO2 + 53CH4 + 

+16NH3 +H3PO4 

Wzrost alkalicznoœci wêglanowej wraz z g³êbokoœci¹ 

osadu jest obserwowany niemal we wszystkich osadach 

dennych (J¸rgensen i in., 1990; Bolaùek, 1992; Carman, 

Rahm, 1997). Wysoka korelacja liniowa pomiædzy alkalicznoœci¹ 

i siarczanami wskazuje, ¿e bakteryjna redukcja 

siarczanów jest g³ównym Ÿród³em alkalicznoœci. Przy 

za³o¿eniu, ¿e alkalicznoœæ w wiêkszoœci pochodzi od zawartoœci 

wodorowêglanów, ich stosunek do chlorków 

w wodach interstycjalnych waha siê od wartoœci bliskich 

do obserwowanych w toni wodnej Ba³tyku (tab. 11.1) do 

wartoœci kilkunastokrotnie wy¿szych, rzêdu 0,35. 

Poziome i pionowe rozk³ady stê¿eñ sodu w wodach 

interstycjalnych Ba³tyku maj¹ podobny charakter jak 

zmiany stê¿eñ chlorków. Przyk³adowo, w wodach interstycjalnych 

Zatoki Puckiej wspó³czynnik korelacji liniowej 

Na–Cl równy 0,99 œwiadczy o du¿ej wspó³zale¿noœci 

obu pierwiastków, a tym samym o jednakowej genezie 

(Bola³ek, 1992). Mniejszy ni¿ w Zatoce Puckiej stosunek 

wagowy sodu do chlorków w wodach interstycjalnych 

otwartego Ba³tyku (tab. 11.1) jest wynikiem zaanga¿owania 

sodu w reakcje wymiany jonowej (Sziszkina 

i in., 1980). W wyniku dyfuzji jonów chlorkowych wraz 

316 


z jonami sodu z wody naddennej do wody interstycjalnej, 

mineralizacji materii organicznej oraz wytr¹cania CaCO3 

wywo³anego redukcj¹ siarczanów zostaje zachwiana równowaga 

w systemie woda interstycjalna – kompleks wymienny. 

Prowadzi to do wymiany kationów. W wodach interstycjalnych 

zwiêksza siê stê¿enie wapnia, a zmniejsza 

stê¿enie magnezu oraz sodu i potasu (fig. 11.5). 

W licznych badaniach obserwowano spadek stê¿enia 

magnezu w warunkach redukcyjnych w wodach interstycjalnych 

wraz z g³êbokoœci¹ osadów (Sziszkina i in., 

1980; Sayles, 1981; Carman, Rahm, 1997). W efekcie 

stê¿enia magnezu w wodach interstycjalnych s¹ mniejsze 

ni¿ wskazuj¹ stê¿enia jonów chlorkowych, a stosunek 

tych sk³adników jest ni¿szy ni¿ w wodach naddennych 

(tab. 11.1). Carman i Rahm (1997) uwa¿aj¹, ¿e taka 

zmiennoœæ stê¿enia magnezu jest powodowana mechanizmem 

usuwania tlenków ¿elaza III z niektórych minera³ów 

ilastych. Ponadto mo¿e to byæ tak¿e zwi¹zane 

Fig. 11.4. Zmiany stê¿enia siarczanów i metanu w wodach 

interstycjalnych Wielkiego Be³tu (J¸rgensen i in., 1990)

Fig. 11.5. Pionowe zmiany stê¿eñ wapnia, magnezu i sodu 

ulegaj¹cych wymianie w wodach interstycjalnych Ba³tyku 

(na podstawie danych Sziszkiny i in., 1980) 

z wytr¹caniem siê z roztworu b¹dŸ rekrystalizacj¹ biogenicznych 

„niskomagnezowych wêglanów detrytusowych”, 

co prowadzi do tworzenia dolomitu. 

Stê¿enie wapnia w wodach interstycjalnych otwartego 

morza (Sziszkina i in., 1980; Carman, Rahm, 1997) 

zmienia siê w niewielkim stopniu w porównaniu z obszarami 

Zatoki Puckiej, gdzie g³ównym czynnikiem 

wp³ywaj¹cym na sk³ad wód interstycjalnych jest dop³yw 

s³odkich wód podziemnych (Bola³ek, 1992). W obu przypadkach 

mamy do czynienia ze wzrostem stê¿enia tego 

pierwiastka w g³¹b osadu. W przypadku otwartego morza 

zmiany s¹ spowodowanie wymian¹ kationów, a w Zatoce 

Puckiej – dop³ywem wód zawieraj¹cych znaczne iloœci 

wapnia. W powierzchniowej warstwie wód interstycjalnych 

(0–10 cm) otwartego morza stosunek wagowy wapnia 

do chlorków zmienia siê w niewielkim zakresie od 

0,020 do 0,027, zaœ w warstwie do 1000 cm – od 0,024 do 

0,101 (Sziszkina i in., 1980). Znacznie wiêkszy zakres 

zmian tego stosunku wagowego obserwowano w Zatoce 

Puckiej, gdzie wapñ jest dostarczany z dop³ywaj¹cymi 


wodami podziemnymi i tutaj nie ma znacz¹cej korelacji 

pomiêdzy stê¿eniami wapnia i chlorków w wodach interstycjalnych 

(Bola³ek, 1992). 

W Morzu Ba³tyckim Sziszkina i in. (1980) wykryli wody 

interstycjalne o niskim stê¿eniu potasu, a co za tym idzie niskim 

(

(Xiw) i stê¿eniem obliczonym ze stosunku danego jonu 

do równowartoœci chlorowej w wodzie naddennej (k): 

�X �( X �k�Cl ) 

iw iw 

gdzie: 

Cliw – stê¿enie jonu chlorkowego w wodzie interstycjalnej. 

Analogicznie zosta³y wyliczone dane dotycz¹ce wymiany 

sodu i magnezu z jonami wapnia (fig. 11.5). Ubytek 

w wodzie interstycjalnej sumy stê¿eñ sodu i magnezu 

jest niemal równy zwiêkszeniu stê¿enia rozpuszczonego 

wapnia. 

Uzyskana zale¿noœæ pomiêdzy stê¿eniem jonów wapnia, 

magnezu oraz siarczanów i wodorowêglanów jest 

zwi¹zana g³ównie z rozpuszczaniem kalcytu pochodzenia 

biogenicznego oraz ponownej krystalizacji i dolomityzacji 

(Sayles, Manheim, 1975): 

2(Cax, Sr1–x)CO3 +Mg 2+ � 

� CaMg(CO3)2 + (2x – 1)Ca 2+ + 2(1 – x)Sr 2+ . 

Rozpuszczanie kalcytu pochodzenia organicznego, zawieraj¹cego 

œladowe iloœci Sr 2+ , powoduje wzrost stê¿enia 

Ca 2+ iSr 2+ . Wtedy to znaczna czêœæ Mg 2+ i czêœæ Ca 2+ 

wytr¹ca siê w postaci dolomitu, w wodzie powstaje nad- 

Literatura 

BOLA£EK J., 1988 — Uzyskiwanie wód porowych z osadów 

morskich niskociœnieniow¹ metod¹ gazowo-mechaniczn¹. 

Stud. Mater. Oceanolog. KBM PAN, 54: 131–142. 

BOLA£EK J., 1992 — Ionic macrocomponents of the interstitial 

water of Puck Bay. Oceanologia, 33: 131–158. 



deposition bottoms of the Baltic Proper. J. Sea Res., 37: 

25–47. 

CULKIN F., 1965 — The major constituents of sea water. 

W: J.P. Riley i G. Skirrow (red.) Chem. Oceanogr., 1: 

121–161. 

FALKOWSKA L., PIEKAREK-JANKOWSKA H., 1999 — Submarine 

seapage of fresh groundwater: disturbance in hydrological 

and chemical structure of the water column in the Gdañsk 

Basin. ICES J. Marine Sci., 56, Supplement: 153–160. 

318 


wy¿ka Ca 2+ iSr 2+ oraz obni¿enie stê¿enia Mg 2+ . Spadek 

stê¿enia magnezu oraz brak jonów HCO3 – do zrównowa- 

¿enia jonów SO4 2– mo¿na tak¿e wyt³umaczyæ nastêpuj¹c¹ 

reakcj¹ dolomityzacji: 

CaCO3 +Mg 2+ + HCO3 – � CaMg(CO3)2 +CO2 +H2O. 

Jon wodorowêglanowy powsta³y na skutek utlenienia 

materii organicznej siarczanami jest wi¹zany w dolomit 

we wspomnianym procesie rekrystalizacji kalcytu. St¹d 

te¿ niezrównowa¿one iloœci jonów wodorowêglanowych 

i siarczanowych oraz nierównowa¿ny wzrost stê¿enia 

wapnia w stosunku do spadku stê¿enia magnezu. 

Sk³ad chemiczny wód interstycjalnych Ba³tyku ró¿ni 

siê od sk³adu wody naddennej. Ró¿nice te znajduj¹ wyraz 

nie tylko w wielkoœci stê¿eñ, ale tak¿e w stosunkach wagowych 

poszczególnych jonów do chlorków oraz wzajemnych 

zale¿noœciach miêdzy kationami i anionami. G³ównymi 

czynnikami wp³ywaj¹cymi na stê¿enie siarczanów 

i wodorowêglanów s¹ procesy bakteryjnej redukcji siarczanów 

oraz reakcje odwrotnego wietrzenia i wymiany jonowej. 

Te dwa ostatnie czynniki s¹ powodem zmian stê¿eñ 

g³ównych kationów wody interstycjalnej. Chlorki, które s¹ 

najbardziej konserwatywnym sk³adnikiem tych wód, ulegaj¹ 

zmianom pod wp³ywem dop³ywu wód podziemnych, 

co ma miejsce w strefach ujœæ pradolin rzecznych. 

GRIPPENBERG S.A., 1934 — Study of the sediments of 

the North Baltic and adjoining seas. Fennia, 60: 231. 

JØRGENSEN B., BANG M., BLACKBURN T.H., 1990 — 

Anaerobic mineralization in marine sediments from the Baltic 

Sea – North Sea transition. Mar. Ecol. Prog. Ser., 59: 

39–54. 

KULLENBERG B., 1952 — On the salinity of the water contained 

in marine sediments. Göeteborg Kungl. Vetenskaps och 

Vitterhetes Samhalles Handlingar, sjatte foljden, ser. B, 

band 6: 4–37. 

MIKKELSEN V.M., 1956 — The salinity of the water contained 

in brackish water sediments compared with the content of 

diatoms and other organisms in the same sediments. Bull. 

Geol. Soc. Denmark, 12, 2: 156. 

M£ODZIÑSKA Z., 1975 — Stê¿enie i sk³ad chemiczny soli w Zatoce 

Gdañskiej. Stud. Mater. Oceanolog. KBM PAN, 8: 63–94.

SAYLES F.L., 1981 — The composition and diagenesis of interstitial 

solutions – II. Fluxes and diagenesis at the water – sediment 

interface in the high-latitude North and South Atlantic. 


SAYLES F.L., MANHEIM F.T., 1975 — Interstitial solutions 

and diagenesis indeeply buried marine sediments: results 

from Deep Sea Drilling Project. Geochim. Cosmochim. Acta, 

39: 103–127. 

SCHLÜTER M., SAUER E., ANDERSEN C., DAHLGA- 

ARD H., DANDO P., 2004 — Spatial distribution and budget 

for submarine groundwater discharge in Eckernförde 

Literatura 

Bay (Western Baltic Sea). Limnol. Oceanogr., 49, 1: 

157–167. 

SZISZKINA O.W., 1972 — Geochimija morskich i okieaniczeskich 

i³owych wod. Nauka, Moskwa. 

SZISZKINA O.W., PAW£OWA G.A., ISAIEWA A.B., SZEW- 

CZENKO A.J., 1980 — Metamorfizacja osnownogo solewogo 

sostawa i³owych wod Ba³tijskogo morja. Okeanologia, 

20: 513–519. 

TRZOSIÑSKA A., 1977 — Podstawowy sk³ad jonowy wody 

ba³tyckiej. Stud. Mater. Oceanolog. KBM PAN, 17: 

165–180.

Rozdzia³ 12 

GAZY W OSADACH MORZA BA£TYCKIEGO 

Osady denne mórz i oceanów pe³ni¹ wa¿n¹ rolê w biogeochemicznym 

obiegu niektórych gazów, w tym tak¿e 

cieplarnianych. Procesy zachodz¹ce w osadach s¹ Ÿród- 

³em zarówno gazów nieorganicznych (azot, dwutlenek 

wêgla, siarkowodór, podtlenek azotu, argon, hel), jak i organicznych 

(wêglowodory zawieraj¹ce zazwyczaj od jednego 

do czterech atomów wêgla w cz¹steczce). Iloœciowy 

i jakoœciowy udzia³ gazów w osadach zale¿y od warunków 

œrodowiskowych. 

Dwutlenek wêgla w osadach morskich pochodzi g³ównie 

z procesów rozk³adu materii organicznej. Jego obecnoœæ 

w postaci gazowej jest uwarunkowana odczynem œrodowiska. 

W zakresie pH 7,0–8,5, charakterystycznym dla 

wód morskich, jedynie 0–10% wêgla ca³kowitego mo¿e 

istnieæ w formie dwutlenku wêgla (Korzeniewski, 1995). 

W Ba³tyku W³aœciwym pH wód interstycjalnych w powierzchniowej 

10-centymetrowej warstwie osadu oscyluje 

od 6,98 do 8,26 (Carman, Rahm, 1997). Zatem dwutlenek 

wêgla w postaci gazowej w osadach tych praktycznie nie 

istnieje. Dominuje forma jonowa wêgla – HCO3 

Zasadnicz¹ form¹ siarkowodoru w osadach s¹ jony HS – 

(Bola³ek, Falkowska, 1999). G³ównym Ÿród³em siarkowodoru 

w osadach jest mikrobiologiczna redukcja siarczanów. 

Jest ona jednym z etapów degradacji materii organicznej. 

Zachodzi po wyczerpaniu innych, bardziej korzystnych 

energetycznie akceptorów elektronu, takich jak tlen, azotany, 

tlenki ¿elaza i manganu (Froelich i in., 1979). 

320 

(CH2O)106(NH3)16(H3PO4) + 53SO4 2– � 

�106CO2 + 16NH3 + 53S 2– +H3PO4 + 106H2O 

– . 

�ród³em siarkowodoru w osadach jest tak¿e redukcja 

siarczanów zachodz¹ca w procesie beztlenowego utleniania 

metanu (AOM – anaerobic oxidation of methane) 

(Barnes, Goldberg, 1976). 

CH4 +SO4 2– � HCO3 – +HS – +H2O 

Zwykle proces ten ma miejsce w g³êbokich warstwach 

osadu. 

Obecnoœæ siarkowodoru w g³êbokowodnych rejonach 

Ba³tyku jest w znacznej mierze uwarunkowana czêstoœci¹ 

i zasiêgiem wlewów wód oceanicznych przez Cieœniny Duñskie. 

Ciê¿sze, lepiej natlenione wody oceaniczne przemieszczaj¹c 

siê po dnie przyczyniaj¹ siê do poprawy warunków 

tlenowych w osadach (Fonselius, Valderrama, 2003). Rezultatem 

d³u¿szych okresów stagnacji jest pojawienie siê 

siarkowodoru w osadach i wodach przydennych (fig. 12.1). 

Stê¿enia HS – w wodach interstycjalnych Ba³tyku W³aœciwego 

wahaj¹ siê od 0 do 0,474 mmol/dm 3 (fig. 12.2), ze 

œredni¹ wartoœci¹ 0,172 ±0,146 mmol/dm 3 (Carman, Rahm, 

1997). Stê¿enia te rosn¹ w g³¹b osadów wraz ze spadkiem 

zawartoœci siarczanów i wartoœci Eh. Najwiêksze 

wartoœci stê¿eñ siarkowodoru notowane s¹ w Basenie 

Wschodniogotlandzkim. Szczególnie d³ugie okresy stagnacji 

typowe s¹ dla najg³êbszych jego rejonów. Skutkuj¹ 

one niemal sta³¹ obecnoœci¹ siarkowodoru nie tylko w osadach, 

ale i w wodach naddennych tej g³êbi (Emeis i in., 

2000). Najwiêksze wartoœci stê¿eñ, rzêdu 1–10 mmol/dm 3 , 

notowano tu pomiêdzy 10–20 cm osadu (Piker i in., 1998). 

Wartoœci te przekraczaj¹ maksymalne stê¿enia w Ba³tyku 

W³aœciwym podawane przez Carmana i Rahma (1997).

Fig. 12.1. Œrednie roczne stê¿enia tlenu i siarkowodoru (wyra¿onego 

jako ujemny tlen) w wodach Basenu Wschodniogotlandzkiego 

w latach 1902–2000 (kwadraty odpowiadaj¹ 

g³êbokoœci 100 m, a romby – wartoœciom przy dnie). Wed³ug 

Fonselius, Valderrama, 2003 

Gazy w osadach Morza Ba³tyckiego 

Fig. 12.2. Stê¿enie siarkowodoru w wodach interstycjalnych 

Ba³tyku W³aœciwego (na podstawie danych Carman, 

Rahm, 1997) 

Fig. 12.3. Stê¿enie siarkowodoru w rdzeniach osadów pobranych z Zatoki Gdañskiej i punktu po³o¿onego 20 km na pó³noc 

od ujœcia Wis³y (wrzesieñ 2000). �ród³o: Instytut Oceanografii Uniwersytetu Gdañskiego 

321

W Zatoce Gdañskiej siarkowodór pojawia siê w powierzchniowej 

warstwie osadów (0–1 cm), zwykle w rejonach 

le¿¹cych poni¿ej g³êbokoœci wystêpowania sta³ej 

halokliny (fig. 12.3). Najwy¿sze stê¿enia notowane s¹ 

w obrêbie G³êbi Gdañskiej. W centralnej, p³ytszej czêœci zatoki 

siarkowodór (œrednio na poziomie 0,060 mmol/dm 3 ) 

notowany jest zwykle od 5. cm osadów (fig. 12.4). Podobnie 

jak w innych rejonach Ba³tyku, stê¿enia siarkowodoru 

w osadach zatoki wzrastaj¹ w g³¹b osadu (Mudryk 

i in., 2000; £ukawska-Matuszewska i in., 2009). 

Zarówno wartoœæ stê¿enia, jak i warstwa osadu, w której 

pojawia siê siarkowodór, ulegaj¹ wahaniom. Jak ju¿ 

wspomniano, wlewy wód oceanicznych powoduj¹ obni- 

¿enie stê¿eñ siarkowodoru w warstwach powierzchniowych 

osadów bêd¹cych w ich zasiêgu. Z drugiej strony, 

wody wlewowe mog¹ „przepychaæ” stare, pozbawione 

tlenu wody w rejony p³ytsze, w ten sposób przyczyniaj¹c 

siê do wzrostu stê¿eñ siarkowodoru w osadach tych rejonów 

(Graca, 2009). 

W tabeli 12.1 zestawiono czas i powierzchniê dna objêt¹ 

warunkami beztlenowymi w rejonie G³êbi Gdañskiej 

w latach 1992–2002. Warunki te odpowiadaj¹ obecnoœci 

Fig. 12.4. Stê¿enie siarkowodoru w powierzchniowej warstwie 

osadów (0–1 cm) w ró¿nych punktach Basenu Gdañskiego 

(wrzesieñ, 2000). �ród³o: Instytut Oceanografii Uniwersytetu 

Gdañskiego 

322 


Tabela 12.1 

Zasiêg i czas wystêpowania anoxii w wodach naddennych 

G³êbi Gdañskiej w latach 1992–2002 (Graca i in., 2006) 

Obszar objêty anoxi¹ 

[10 3 km 2 ] 

Czas wystêpowania anoxii 

[miesi¹ce] 

66,00 1,0 

3,40 9,0 

0,91 17,5 

0,06 3,5 

Suma 31,0 

Na podstawie danych: Baltic Environmental Database (http://data.ecology.su.se//Models.bed/htm), 

Monitoring of Inspection for Environmental 

Protection, (2003) oraz £ysiak-Pastuszak i Drgas (2000). 

siarkowodoru w strefie kontaktu wody z osadem. Z zestawienia 

wynika, ¿e na przestrzeni dziesiêciolecia warunki 

takie wystêpowa³y w sumie przez nieca³e 3 lata i objê³y 

³¹czn¹ powierzchniê odpowiadaj¹c¹ nieco ponad 2% powierzchni 

Ba³tyku. 

Nale¿y dodaæ, ¿e siarkowodór pojawia siê tak¿e w osadach 

p³ytkowodnej strefy przybrze¿nej Zatoki Gdañskiej, 

zwykle w okresie lata (Bola³ek i in., 1993). Jest to wynik 

kompleksowego oddzia³ywania czynników takich jak: 

wzrost temperatury wody, wzrost dostawy materii organicznej 

do osadów, spadek zawartoœci tlenu w wodzie, nasilenie 

procesów dekompozycji materii organicznej w osadach. 

W œrodowisku morskim metan mo¿e byæ obecny w wodzie 

(wtórnie, w wyniku emisji z dna) i osadach dennych. 

W zale¿noœci od warunków fizykochemicznych, w osadach 

dennych wystêpuje w nastêpuj¹cych formach: rozpuszczony 

w wodach interstycjalnych, w postaci pêcherzyków 

gazowych (wydzielaj¹ siê po przesyceniu wód interstycjalnych 

metanem), w postaci pok³adów wolnego 

gazu zlokalizowanych najczêœciej pod s³abo lub nieprzepuszczalnymi 

warstwami osadów oraz poni¿ej warstwy 

beztlenowego utleniania metanu, a tak¿e jako klatraty 

metanu (inne nazwy: hydraty metanu, metanowy lód). 

Wysoka produkcja pierwotna w strefach przybrze¿nych 

prowadzi do depozycji du¿ej iloœci materii organicznej 

w osadach. Sprzyja to mikrobiologicznej produkcji 

metanu w beztlenowych warstwach osadu (Froelich 

i in., 1979) i uwalnianiu tego sk³adnika do toni wodnej, 

a nastêpnie do atmosfery.


Fig. 12.5 Profil (a) zasolenia, (b) tlenu i (c) metanu wzd³u¿ dwóch przekrojów przez Ba³tyk. Siarkowodór wyra¿ono jako 

ujemne stê¿enie tlenu. Na rysunku a pokazano dodatkowo batymetriê i lokalizacjê g³ównych basenów (K, Kattegat; BS, Morze 

Be³tów; AB, Basen Arkoñski; BB, Basen Bornholmski; EGB, Basen Wschodniogotlandzki; A, Morze Alandzkie; BOS, 

Morze Botnickie; BOB, Zatoka Botnicka; WGB, Basen Zachodniogotlandzki; GF, Zatoka Fiñska). W czêœci b przedstawiono 

dodatkowo przebieg profili wraz z nazwami wybranych stacji. W czêœci c podano dodatkowo nasycenie (SV – saturation 

value) wód powierzchniowych metanem (Schmale i in., 2010) 

323

(CH2O)106(NH3)16(H3PO4) � 

�53CO2 + 53CH4 + 16NH3 +H3PO4 

Emisja metanu z oceanów stanowi 3% ca³kowitej 

emisji tego sk³adnika ze Ÿróde³ naturalnych (Houweling 

i in., 1999) Szacuje siê, ¿e ok. 90% strumienia metanu 

z osadów jest zatrzymywane drog¹ mikrobiologicznego 

beztlenowego utleniania tego sk³adnika (AOM – anaerobic 

oxidation of methane) (Treude, 2003). Metanotrofy 

utleniaj¹ metan tak¿e w warunkach tlenowych (Hanson, 

Hanson, 1996). 

Szereg badañ œwiadczy o produkcji metanu w obrêbie 

dna Ba³tyku (tab. 12.2). Brak wprawdzie kompleksowych 

badañ metanu w osadach tego akwenu, jednak pojawi³y 

siê takie badania odnoœnie toni wodnej (Schmale 

i in., 2010). Wydaj¹ siê one byæ dobrym wskaŸnikiem 

produkcji tego gazu w osadach. Du¿e stê¿enia metanu 

w kolumnie wody notowane s¹ w centralnych, g³êbokich 

partiach Basenu Gotlandzkiego (fig. 12.5). Przy czym 

najwy¿sze wartoœci stê¿eñ s¹ charakterystyczne dla rejonów 

objêtych suboxi¹ i anoxi¹. Stê¿enia metanu w osadach 

Basenu Wschodniogotlandzkiego wzrastaj¹ w przybli¿eniu 

liniowo od powierzchni dna do oko³o 50 cm, 

a nastêpnie wzrost ten ma charakter eksponencjalny. Najsilniejsza 

produkcja tego gazu ma prawdopodobnie miejsce 

poni¿ej 80–90 cm osadu (Piker i in., 1998). Transport 

metanu uwalnianego z osadu w kolumnie wody w rejonach 

g³êbokowodnych Basenu Gotlandzkiego jest ograniczony 

przez stratyfikacjê gêstoœciow¹ wód i utlenianie metanu 

na granicy redoksykliny. W efekcie nasycenie 

wód powierzchniowych metanem jest w obrêbie tego 

Literatura 

BARNES R. O., GOLDBERG E.D., 1976 — Methane production 

and consumption in anoxic marine sediments. Geology, 4,5: 

297–300. 

BOLA£EK J., FALKOWSKA L., 1999 — Analiza chemiczna 

wody morskiej. Czêœæ 1. Analiza chemiczna wody morskiej. 


BOLA£EK J., FALKOWSKA L., KORZENIEWSKI K., 1993 

— Hydrochemia zatoki. W: Zatoka Pucka (red. K. Korzeniewski): 

222–281. Wyd. UG, Gdañsk. 



deposition bottoms of the Baltic Proper. J. Sea Res., 3: 25–47. 

324 


Tabela 12.2 

Stê¿enie metanu w osadach ró¿nych rejonów Ba³tyku 

Rejon 

Stê¿enie 

metanu 

[mmol/dm 3 ] 

�ród³o 

Basen 

0,008–5,00 


Piker i in., 1998 

Cieœniny Duñskie 0–8 * 

JØrgensen i in., 1990 

Zatoka Eckernförde 0,034–6,421 Martens i in., 1999 

Zatoka Eckernförde 4,5 ** 

Schlüter, Sauter, 2004 

Zatoka Kiloñska 0–4 Schmaljohann, 1996 

Basen Arkoñski 0,004–7,660 Thiesen i in., 2006 

* Wartoœæ odczytana z rysunku 

** Wartoœæ maksymalna 

rejonu stosunkowo ma³e (120–260%). Najmniejsze stê- 

¿enia metanu w toni wodnej s¹ charakterystyczne dla Morza 

Botnickiego i Zatoki Botnickiej. Nasycenie wód 

powierzchniowych metanem osi¹ga w tych rejonach 

106–116%. �ród³em metanu do atmosfery s¹ natomiast 

wody powierzchniowe w p³ytkowodnej, zachodniej czêœci 

Ba³tyku, gdzie nasycenie metanem osi¹ga 746%. 

W polskiej strefie Ba³tyku pok³ady gazu zawieraj¹ce 

70–90% objêtoœci metanu wykryto w warstwach kwarcowych 

piaskowców ze œrodkowego kambru (Dom¿alski i 

in., 2004). 

DOM¯ALSKI J., GÓRECKI W., MAZUREK A., MYŒKO A., 

STRZETELSKI W., SZAMA£EK K., 2004 — The prospects 

for petroleum exploration in the eastern sector of southern 

Baltic as revealed by sea bottom geochemical survey correlated 

with seismic data. Prz. Geol., 52, 8/2: 792–799. 

EMEIS K.-C., STRUCK U., LEIPE T., POLLEHNE F., KUN- 

ZENDORF H., CHRIASTIANSEN C., 2000 — Changes in 


the last 150 years-relevance to P regeneration rates and 


FONSELIUS S., VALDERRAMA J., 2003 — One hundred 

years of hydrographic measurements in the Baltic Sea. 

J. Sea Res., 49: 229– 241.

FROELICH P.N., KLINKHAMMER G.P., BENDER M.L. i in., 

1979 — Early oxidation of organic matter in pelagic sediments 

of the eastern equatorial Atlantic: suboxic diagenesis. 





GRACA B., WITEK Z., BURSKA D., BIA£KOWSKA I., 

£UKAWSKA-MATUSZEWSKA K., BOLA£EK J., 2006 

— Pore water phosphate and ammonia below the permanent 

halocline in the south-eastern Baltic Sea and their benthic 

fluxes under anoxic conditions. J. Mar. Sys., 63: 141–154. 

HANSON R.S., HANSON T.E., 1996 — Metanotrophic bacteria. 

Microbiol. Rev., 60: 438–471. 

HOUWELING S., KAMINSKI T., DENTENER F.J., LELIE- 

VELD J., HEIMANN M., 1999 — Inverse modeling of methane 

sources and sinks using the adjoint of a global transport 

model. J. Geophys. Res., 104: 26137–26160. 

JØRGENSEN B.B., BANG M., BLACKBURN T.H., 1990 — 

Anaerobic mineralization in marine sediments from the Baltic 

Sea–North Sea transition. Mar., Ecol. Prog. Ser., 59: 39–54. 

KORZENIEWSKI K., 1995 — Podstawy oceanografii chemicznej. 


£UKAWSKA-MATUSZEWSKA K., BURSKA D., NIEMI- 

RYCZ E., 2009 — Toxicity assessment by microtox in 

sediments, pore water and sediment saline elutrates in 

the Gulf of Gdañsk (Baltic Sea). CLEAN-Soil, Air, Water, 

37, 7: 592–598. 

£YSIAK-PASTUSZAK E., DRGAS N., 2000 — Warunki œrodowiskowe 

polskiej strefy po³udniowego Ba³tyku w 1999 

roku. Mat. Oddz. Morskiego IMGW w Gdyni. 

Literatura 

MARTENS C.S., ALBERT D.B., ALPERIN M.J., 1999 — 

Stable isotope tracing of anaerobic methane oxidation in 

the gassy sediment of Eckenförde Bay, German Baltic Sea. 

Amer. J. Sci., 299: 589–610. 

MONITORING of Inspection for Environmental Protection, 

2003. Part III – Baltic Sea monitoring: 189–212. Biblioteka 

Monitoringu Œrodowiska, Warszawa. 

MUDRYK Z.J., PODGÓRSKA B., BOLA£EK J., 2000 — 

The occurrence and activity of sulphate-reducing bacteria in 

the bottom sediments of the Gulf of Gdañsk. Oceanologia, 

42: 105–117. 

PIKER L., SCHMALJOHANN R., IMHOFF J.F., 1998 — Dissimilatory 

sulfate reduction and methane production in Gotland 

Deep sediments (Baltic Sea) during a transition period 

from oxic to anoxic bottom water (1993–1996). Aquatic 

Microbial Ecol., 14: 183–193. 

SCHLÜTER M., SAUTER E.J., 2004 — Spatial distribution and 

budget for submarine groundwater discharge in Eckenförde 

Bay (Western Baltic Sea). Limnol. Oceanogr., 49: 157–167. 

SCHMALE O., SCHNEIDER von DEIMLING J., GÜLZOW W., 

NAUSCH G., WANIEK J.J., REHDER G., 2010 — Distribution 

of methane in the water column of the Baltic Sea. Geophys. 

Res. Lett., 37, L12604, doi:10.1029/2010GL043115. 

SCHMALJOHANN R., 1996 — Methane dynamics in the sediment 

and water column of Kiel Harbour (Baltic Sea). Mar. 

Ecol. Progr. Ser., 131: 263–273. 

THIESEN O., SCHMIDT M., THEILEN F., SCHMITT M., 

KLEIN G., 2006 — Methane formation and distribution 

of acoustic turbidity in organic-rich surface sediments in 

the Arkona Basin, Baltic Sea. Cont. Shelf Res., 26: 2469–2483. 

TREUDE T., 2003 — Anaerobic oxidation of methane in marine 

sediments. PhD dissertation, University of Bremen.

Rozdzia³ 13 

TRANSFORMACJA ZAWIESINY W ŒRODOWISKU MORSKIM 

I PROCESY WYMIANY SK£ADNIKÓW NA GRANICY 

WODA MORSKA–OSAD 

13.1. Wêgiel i substancje biogeniczne w zawiesinie 

13.1.1. Zawiesina w œrodowisku morskim 

Zawieszona materia (SPM – suspended particulate 

matter) jest, obok substancji rozpuszczonych, g³ównym 

sk³adnikiem wody morskiej. Zawiesina sk³ada siê z cz¹stek 

organicznych (POM – particulate organic matter), ¿ywych 

organizmów i detrytusu oraz nieorganicznych (PIM – 

particulate inorganic matter). Cz¹stki te charakteryzuj¹ 

siê zró¿nicowanym kszta³tem i rozmiarem, jak równie¿ 

w³aœciwoœciami fizycznymi i chemicznymi. Podstawowymi 

sk³adnikami zawiesiny organicznej s¹ wêgiel, azot 

fosfor i siarka. W sk³ad zawiesin nieorganicznych wchodz¹ 

przede wszystkim minera³y krzemowe (np. glinokrzemiany 

K, Mg i Fe), wêglanowe oraz tlenki i siarczki 

metali. Obok krzemu litogenicznego w zawiesinie wystêpuje 

równie¿ krzem pochodzenia biogenicznego, z którego 

zbudowane s¹ szkielety i pancerzyki organizmów fitoplanktonowych, 

g³ównie okrzemek. 

Zawiesina w istotny sposób wp³ywa na sk³ad i funkcjonowanie 

ekosystemów wodnych. Cz¹steczki zawieszonej 

materii s¹ odpowiedzialne za transport, akumulacjê 

i transformacjê wielu zwi¹zków chemicznych, m.in. 

substancji biogenicznych, metali, radionuklidów i trwa- 

³ych zanieczyszczeñ organicznych wprowadzanych do 

Morza Ba³tyckiego (np. Szefer, 2002; Turner, Millward, 

2002). Zawiesiny wp³ywaj¹ równie¿ na w³aœciwoœci optyczne 

wody, os³abiaj¹ transmisjê œwiat³a w g³¹b morza 

poprzez jego absorpcjê i rozpraszanie. 

326 

W morzu zawiesina powstaje w wyniku produkcji 

biologicznej, abrazji brzegów i dna, jak równie¿ w procesach 

wytr¹cania z materii rozpuszczonej. Produkcja 

pierwotna, najwa¿niejsze autochtoniczne Ÿród³o materii 

organicznej w Ba³tyku, zwi¹zana jest z dostêpnoœci¹ 

fosforu i azotu, jak równie¿ z czynnikami klimatycznymi 

takimi jak temperatura, œwiat³o czy przezroczystoœæ 

wody. Iloœæ i jakoœæ tej materii charakteryzuje siê zmiennoœci¹ 

sezonow¹, zale¿n¹ miêdzy innymi od sk³adu taksonomicznego 

fitoplanktonu. W strefie estuariów wa¿nym 

Ÿród³em zawieszonej materii organicznej jest proces 

flokulacji. W jego wyniku 3–11% rozpuszczonego 

wêgla organicznego zostaje wytr¹cone, tworz¹c zawiesinê 

(Sholkowitz, 1976). 

Zewnêtrznym Ÿród³em zawiesiny s¹ rzeki, atmosfera 

i wody podziemne. Rzeki stanowi¹ najwa¿niejsze allochtoniczne 

Ÿród³o zawiesiny. Iloœæ i rodzaj transportowanej 

z rzekami materii zale¿y od typu zlewni, z której 

wody sp³ywaj¹ do rzeki, wielkoœci przep³ywu, kr¹¿enia 

materii w samej rzece, obecnoœci aglomeracji miejskich 

i przemys³u, jak równie¿ budowli hydrotechnicznych, takich 

jak tamy czy zapory (Humborg i in., 2006). G³ównym 

organicznym sk³adnikiem wód rzecznych jest humus 

glebowy oraz inne produkty rozpadu roœlinnego. 

Przewa¿nie s¹ to zwi¹zki w znacznym stopniu odporne na 

utlenianie biochemiczne. 

Czas przebywania cz¹stki w wodzie jest zale¿ny od 

jej wielkoœci i rodzaju, g³êbokoœci zbiornika, struktury

³añcucha troficznego, jak równie¿ procesów hydrodynamicznych. 

Opadanie zawiesiny z powierzchniowej do 

g³êbszej warstwy wód i osadów nale¿y do istotnych czynników 

zmniejszaj¹cych jej koncentracjê w toni wodnej. 

Materia organiczna w trakcie opadania ulega wielu procesom: 

agregacji, dezagreacji, degradacji mikrobiologicznej, 

wy¿eraniu przez zooplankton oraz mineralizacji, 

przez co wp³ywa na obieg substancji rozpuszczonych 

w morzu, jak równie¿ na proces osadzania cz¹stek na dnie 

morza. Wszystkie te czynniki powoduj¹ zmianê iloœci, 

ale równie¿ jakoœci zawiesiny w toni wodnej. 

Na iloœæ i rodzaj cz¹steczkowego materia³u w wodzie 

wp³ywa intensywnoœæ procesów hydrodynamicznych, takich 

jak pr¹dy czy za³amanie fal (Danielsson i in., 2007). 

W zale¿noœci od morfometrii strefy brzegowej i typu 

osadu, falowanie mo¿e powodowaæ zarówno proces depozycji, 

jak i resuspensji, przyczyniaj¹c siê do redystrybucji 

zdeponowanego materia³u. Procesy hydrodynamiczne 

mog¹ sprzyjaæ koagulacji cz¹stek poprzez zwiêkszenie 

liczby zderzeñ miêdzy nimi. Jednoczeœnie fale 

Wêgiel i substancje biogeniczne w zawiesinie 

Koncentracja zawiesiny SPM w Ba³tyku 

i pr¹dy intensyfikuj¹ recykling substancji biogenicznych 

z osadów do wody, co podwy¿sza produktywnoœæ w p³ytkich 

wodach. 

Koncentracja zawiesin jest zmienna w czasie, regionalnie 

i w kolumnie wody, co jest efektem wielu nak³adaj¹cych 

siê na siebie czynników, w tym: intensywnoœci 

produkcji pierwotnej, obecnoœci heterotrofów, odleg³oœci 

od ujœcia rzeki, budowy geologicznej brzegu i dna morskiego, 

stopnia sfalowania morza czy prêdkoœci pr¹dów 

dryfowych. 

13.1.2. Rozmieszczenie zawiesiny w Ba³tyku 

Koncentracja zawiesiny w wodach Ba³tyku zmienia 

siê w szerokim zakresie wartoœci, od 0,3 do blisko 

500 mg/dm 3 (tab. 13.1). W otwartych wodach powierzchniowych 

Ba³tyku koncentracja SPM przyjmuje œredni¹ 

wartoœæ 3–3,3 mg/dm 3 (Pustelnikov, 1977; Emelyanov, 

red., 2002). Koncentracja zawiesiny wzrasta do kilkunastu, 

kilkudziesiêciu, a nawet kilkuset mg/dm 3 w strefie 

Tabela 13.1 

Obszar 

SPM 

[mg/dm 3 ] 

�ród³o Uwagi 

Zachodni Ba³tyk 

0,51–5,98 

2–500 

Ferrari i in., 2003 

Eisma i in., 1991 

Heringsdorf, wybrze¿e Niemiec 

Ems, wybrze¿e Niemiec 

Zalew Szczeciñski 9–60 Schiewer, 2008 

Zatoka Pomorska 0,5–12 

Christiansen i in., 1997; Leipe i in., 

2000; Pempkowiak i in., 2002 

Po³udniowy Ba³tyk 0,27–1,78 Pempkowiak i in., 2000 

1,3–12,9 Burska i in., 2005 G³êbia Gdañska 

1,1–16,6 Maksymowska, 1998 wewnêtrzna czêœæ Zatoki Gdañskiej 


0,36–5,47 Bradtke i in., 2005 

strefa brzegowa w rejonie 

upwellingu helskiego 

0,5–35 Krê¿el, Cyberski, 1993 

wewnêtrzna czêœæ Zatoki Gdañskiej 

i Zatoka Pucka 

Zalew Wiœlany 3,1–138,1 Emelyanov, red., 2002 

Zalew Kuroñski 1,4–21,3 Emelyanov, red., 2002 

Basen Gotlandzki 0,67– 4,86 Håkanson, Eckhéll, 2005 wybrze¿e Szwecji 

Zatoka Ryska 1–10 

Regstad i in., 1999, Poikäne i in., 2005; 

Yurkovskis, 2005 

327

zegowej, zalewach i estuariach, w szczególnoœci w ujœciach 

rzek (Eisma i in., 1991; Krê¿el i Cyberski, 1993; Emelyanov, 

red., 2002; Schiewer, 2008). Podwy¿szone koncentracje 

zawiesiny obserwowane s¹ równie¿ w wodach naddennych 

(Soko³owski i in., 2001, Burska i in., 2005b). 

Œrednia koncentracja zawiesiny w Basenie Gdañskim 

wynosi 4,4 mg/dm 3 i jest wy¿sza od podawanej dla wód 

powierzchniowych Ba³tyku (Emelyanov, red., 2002). Najwy¿sze 

wartoœci SPM w tym akwenie wystêpuj¹ w ujœciu 

Wis³y (fig. 13.1). £adunek zawiesiny dostarczany rzekami 

zmienia siê w ci¹gu roku, przyjmuj¹c maksymalne 

wartoœci (siêgaj¹ce 70 tys. ton zawiesiny w miesi¹cu) na 

prze³omie marca i kwietnia, zaœ najni¿sze (

organicznej, pojawiaj¹ siê okresowo w strefie przyboju. 

Spowodowane jest to wysok¹ produkcj¹ pierwotn¹, wynikaj¹c¹ 

ze sta³ego antropogenicznego dop³ywu soli od- 

¿ywczych, oraz warunkami meteorologicznymi (kierunek 

wiatru do l¹du), wp³ywaj¹cymi na gromadzenie materii 

zawieszonej w tej strefie (Kotwicki i in., 2002). 


Fig. 13.2. Zasiêg rozprzestrzeniania siê zawiesiny ca³kowitej (Cp) i mineralnej (Cp-min.) w wodach powierzchniowych przy 

ujœciu Wis³y, w ró¿nych sytuacjach wiatrowych, na tle zasiêgu frontu hydrologicznego Wis³y – a; przekroje przez pola badanych 

cech wzd³u¿ wyznaczonych profili P1-P2-P3 – b; trójk¹tami oznaczono przeciêcia profili z liniami wyznaczaj¹cymi zasiêg 

(Bradtke, 2004) 

W Zatoce Gdañskiej za ró¿nicowanie koncentracji zawiesiny 

w toni wodnej w 85% odpowiada zawiesina organiczna 

(Bradtke, 2004). W okresie wegetacyjnym udzia³ 

zawiesiny organicznej w ca³kowitej masie zawiesiny 

mo¿e siêgaæ nawet 100%. Konsekwencj¹ tego jest wystêpowanie 

sezonowej zmiennoœci koncentracji zawiesiny 

329

w Zatoce Gdañskiej. Najni¿sz¹ koncentracjê SPM (œrednio 

3 mg/dm 3 ) w kolumnie wody stwierdzono póŸn¹ jesieni¹, 

natomiast najwy¿sz¹ (7 mg/dm 3 ) wiosn¹ (Krê- 

¿el, Cyberski, 1993). 

Dominuj¹cy udzia³ produkcji pierwotnej w tworzeniu 

zawiesiny znajduje odzwierciedlenie w pionowym profilu 

koncentracji zawiesiny (fig. 13.3, Burska i in., 2005a, b). 

Koncentracja SPM spada szybko poni¿ej warstwy pro- 

330 

Transformacja zawiesiny w œrodowisku morskim i procesy wymiany sk³adników na granicy woda morska–osad 

Fig. 13.3. Œrednia wielodobowa koncentracja zawiesiny 

(SPM) w g³êbokowodnej czêœci Zatoki Gdañskiej 

duktywnej, której zasiêg zale¿y przede wszystkim od warunków 

oœwietlenia. Pionowy przebieg koncentracji zawiesiny 

mo¿e byæ modyfikowany wystêpowaniem skoków 

gêstoœciowych. W warstwach tych dochodzi do spowalniania 

opadaj¹cych cz¹stek, co obserwowane jest jako 

podwy¿szenie koncentracji SPM. Ju¿ nawet stosunkowo 

s³aba termoklina mo¿e powodowaæ gromadzenie zawiesiny 

ponad i wewn¹trz skoku termicznego (Bradtke 

i in., 1997; Burska i in., 2005b; Pryputniewicz, 2007). 

Do zwiêkszenia koncentracji SPM dochodzi równie¿ 

w warstwie wód nad osadem (fig. 13.4). Mo¿e to byæ wynikiem 

procesu resuspensji, transportu zawiesiny w kierunku 

basenu sedymentacyjnego b¹dŸ transportu miêdzy 

basenami. W rejonie przejœciowym miêdzy Skagerrakiem 

i Kattegatem w warstwie naddennej koncentracja SPM 

wzrasta do 20–22 mg/dm 3 (Lund-Hansen, Christiansen, 

2008). Zbli¿one koncentracje SPM (24 mg/dm 3 ) obserwowane 

s¹ w rejonie Zatoki Pomorskiej (Leipe i in., 2000), 

podczas gdy wartoœæ zawieszonej materii w wodach Zatoki 

Gdañskiej siêga do ponad 30 mg/dm 3 (Soko³owski 

i in., 2001). 

Fig. 13.4. Koncentracja zawiesiny (SPM) w wodach naddennych: a – Basen Gdañski (sierpieñ/wrzesieñ 2000); 

b – przedpole ujœcia Wis³y w sezonie wegetacyjnym (na podstawie Soko³owski i in., 2001)

Zawiesina w wodach naddennych, podobnie jak w wodach 

powierzchniowych, podlega zmiennoœci sezonowej, 

zwi¹zanej zarówno z cyklicznymi dostawami wód rzecznych, 

jak i sezonowymi fluktuacjami produkcji pierwotnej. 

W wodach naddennych na przedpolu ujœcia Wis³y 

wystêpuj¹ dwa wyraŸne okresy wysokich wartoœci SPM: 

maj i sierpieñ/wrzesieñ (fig. 13.4). W wiêkszoœci okresów 

koncentracja zawiesiny spada wraz z oddaleniem od 

ujœcia Wis³y. 

Dominuj¹ca rola zawiesiny organicznej w zawiesinie 

ca³kowitej powoduje, i¿ koncentracja podstawowych 

pierwiastków (C, N, P) tworz¹cych materiê organiczn¹ 

jest zale¿na od koncentracji zawiesiny (Ferrari i in., 2003; 

Burska i in., 2005b, Pryputniewicz, 2007; Graca, 2009). 

Wraz ze wzrostem koncentracji SPM roœnie koncentracja 

zawieszonego wêgla (POC – particulate organic carbon) 

i azotu organicznego (PON – particulate organic nitrogen) 

(fig. 13.5), fosforu ca³kowitego (TPP – total particulate 

phosphorus), jak równie¿ krzemionki biogenicznej 

(BSi – biogenic silica) (Burska i in., 2003; Humborg i in., 

2006). Na si³ê tej zale¿noœci ma wp³yw zarówno rodzaj 

zawiesiny (terygeniczna, okrzemkowa, organiczna), jak 

równie¿ stopieñ jej degradacji. W Ba³tyku, wed³ug Emelyanova 

(2002), zawieszona materia terygeniczna charakteryzuje 

siê oko³o 10% zawartoœci¹ wêgla organicznego 

i 5% zawartoœci¹ krzemionki biogenicznej. W materii 

okrzemkowej udzia³ krzemionki biogenicznej wzrasta do 

Fig. 13.5. Procentowy udzia³ zawieszonego wêgla organicznego 

(POC) w zawiesinie w wodach G³êbi Gdañskiej 

(30.05–6.06.2001); na podstawie Burska i in., 2005b 


74%, a wêgla organicznego do oko³o 16%. Materia organiczna 

sk³ada siê œrednio z 28,9% wêgla organicznego 

i mniej ni¿ 2% krzemionki biogenicznej. 

W wodach powierzchniowych dalekomorskich obszarów 

Ba³tyku koncentracja zawieszonego wêgla organicznego 

w sezonie wegetacyjnym zazwyczaj nie przekracza 

1,5 mg/dm 3 (Pêcherzewski, 1976; Pempkowiak i in., 2000; 

Nausch i in., 2009). Wy¿sze koncentracje wêgla organicznego 

w zawiesinie wystêpuj¹ w strefie brzegowej, 

szczególnie w estuariach, jak równie¿ w rejonach wystêpowania 

upwellingów. Ekstremalnie wysokie koncentracje 

POC (6,2–35,5 mg/dm 3 ) wystêpuj¹ w estuarium Newy. 

Wartoœci te s¹ nawet dwukrotnie wy¿sze od koncentracji 

POC w wodach Zatoki Pomorskiej i Darß-Zingst 

Bodden (15,4 i 13,9 mg/dm 3 ) oraz oko³o 10 razy wiêksze 

ni¿ w ujœciu Wis³y (Maksymowska, 1998; Schiewier, 

2008). 

W sezonie wegetacyjnym najwy¿sze koncentracje zawieszonego 

wêgla organicznego s¹ zwi¹zane z wiosennym 

zakwitem fitoplanktonu, a kolejny wyraŸny wzrost 

wartoœci POC wystêpuje jesieni¹. Tak¹ sytuacjê obserwujemy 

m.in. w strefie brzegowej Zatoki Fiñskiej, gdzie 

koncentracja POC w pierwszym tygodniu maja mo¿e 

wzrosn¹æ do 2,2 mg/dm 3 (Tamelander, Heiskanen, 2004). 

Jednak w strefach o sta³ym dop³ywie soli biogenicznych 

wysoka produkcja pierwotna mo¿e utrzymywaæ siê przez 

ca³y okres wegetacyjny. W wodach Kattegatu koncentracja 

POC powy¿ej 4 mg/dm 3 utrzymuje siê od kwietnia 

(7 mg/dm 3 ) do wrzeœnia (5,5 mg/dm 3 ), z najni¿szymi 

wartoœciami POC w czerwcu (Olesen, Lundsgaard, 1994). 

Obszary wystêpowania upwellingów s¹ kolejnym miejscem, 

w którym koncentracja POC mo¿e przyjmowaæ 

wysokie wartoœci. Upwellingi, wzbogacaj¹c wody powierzchniowe 

w sole pokarmowe, intensyfikuj¹ produkcjê 

pierwotn¹, a zatem podwy¿szaj¹ koncentracjê POC. 

Tak¹ sytuacjê zaobserwowano we wschodnim Basenie 

Gotlandzkim u wybrze¿y Gotlandii. Lokalnie koncentracja 

wêgla organicznego wzros³a wówczas do 12,8 mg/dm 3 

(Nausch i in., 2009). 

W Basenie Gdañskim koncentracja wêgla organicznego 

w zawiesinie przyjmuje wartoœci w zakresie 

0,1–3,03 mg/dm 3 , o rz¹d wielkoœci wy¿sze od koncentracji 

zawieszonego azotu organicznego (Pêcherzewski, 1976; 

Maksymowska, 1998; Pempkowiak, 2000; Burska i in., 

2005a, b). Koncentracja TPP w wodach Zatoki Gdañskiej 

mieœci siê w przedziale 0,18–96,1 ìg/dm 3 , ze œredni¹ 

331

wartoœci¹ 21,79 ìg/dm 3 (Graca, 2009). Koncentracje POC, 

PON, TPP, podobnie jak w ca³ym Ba³tyku, najwy¿sze 

w ci¹gu roku wartoœci uzyskuj¹ od kwietnia do pocz¹tku 

paŸdziernika. Najni¿sze (

0,009–0,131 mg/dm 3 (Burska i in., 2003). Œrednia zawartoœæ 

krzemionki biogenicznej w zawiesinie wynosi³a 

wówczas maksymalnie 0,5%, co wskazuje na niewielki 

udzia³ materii okrzemkowej w tym okresie. Najwy¿sze 

koncentracje krzemionki biogenicznej obserwowano na 

g³êbokoœci 5 m, co zwi¹zane jest z wystêpowaniem optymalnych 

warunków œwietlnych dla organizmów okrzemkowych 

(fig. 13.6). W okresie letnim w trakcie opadania 

materii mo¿e dochodziæ do zatrzymywania jej na skokach 

gêstoœciowych. Drobniejszy i delikatniejszy detrytus 

krzemionkowy zatrzymuje siê na piknoklinie, co mo¿e 

stawiaæ pod znakiem zapytania mo¿liwoœæ jego docierania 

do dna. 

Wahania koncentracji krzemionki biogenicznej w ci¹gu 

roku w ujœciu Odry, Wis³y i DŸwiny przedstawili Humborg 

i inni (2006). Autorzy wykazali wp³yw intensywnoœci 

zabudowy hydrotechnicznej rzek na obni¿enie koncentracji 

rozpuszczonych krzemianów (DSi – dissolved silicate) 

i jako konsekwencjê tego zjawiska – spadek koncentracji 

BSi w ich nurcie. Najmniejsz¹ liczb¹ zapór spoœród 

wymienionych rzek charakteryzuje siê Odra, w której 

stwierdzono najwy¿sze koncentracje krzemionki biogenicznej, 

ze œredni¹ roczn¹ koncentracj¹ 0,116 mg/dm 3 . 

Najwy¿sze koncentracje BSi (od ok. 0,580 do 2,900 mg/dm 3 ) 

w tej rzece wyst¹pi³y od marca do wrzeœnia. Ponad dwukrotnie 

ni¿sz¹ œredni¹ roczn¹ koncentracjê krzemionki 

biogenicznej zaobserwowano w wodach Wis³y, która nale¿y 

do cieków w niewielkim stopniu uregulowanych 

(zapora we W³oc³awku). Równie¿ w Wiœle podwy¿sze- 

Rejon 

3, 4, 5, 10 

Zatoka Fiñska 110–2600 

Ba³tyk W³aœciwy (Basen Gotlandzki) 1,3–98,9 9 

Zatoka Ryska 100–1270 6 

Zatoka Gdañska 96–1900 11 

SW Kattegat 220–700 1 


Tempo sedymentacji C, BSi, N, P w ró¿nych rejonach Ba³tyku 

nie koncentracji krzemionki biogenicznej (od 0,435 do 

2,175 mg/dm 3 ) nastêpuje w sezonie wegetacyjnym. Najwiêksza 

liczba zapór wystêpuje na DŸwinie i tu koncentracje 

BSi s¹ najni¿sze (œrednia roczna koncentracja wynosi 

0,017 mg/dm 3 ). Jednoczeœnie nie zauwa¿ono w tej rzece 

okresów o podwy¿szonej zawartoœci BSi, jak by³o to 

w przypadku Odry i Wis³y. Uwzglêdniaj¹c wieloletnie 

œrednie roczne koncentracje SPM w ujœciu Odry, Wis³y 

i DŸwiny, wynosz¹ce odpowiednio 22, 17 oraz 4 mg/dm 3 , 

udzia³ BSi w zawiesinie zmienia³ siê od 3,5% w Wiœle do 

6% w Odrze. 

Koncentracje krzemionki biogenicznej BSi w zawiesinie 

na prze³omie lutego i marca 2001 roku w ujœciu Wis³y 

i w jej rozp³ywie mieszcz¹ce siê od 0,039 mg/dm 3 do 

0,273 mg/dm 3 odpowiada³y wartoœciom krzemionki biogenicznej 

podawanym dla tego okresu przez Humborg 

i innych (2006). Koncentracja BSi mala³a od ujœcia Wis³y 

w kierunku pó³nocno-wschodnim zgodnie z panuj¹c¹ 

wówczas sytuacj¹ anemobaryczn¹ (Burska, dane niepublikowane). 

Strumieñ materii zawieszonej docieraj¹cej do dna 

w Ba³tyku mieœci siê w zakresie od 0,9 do 81 g/m 2 ·d,aszeroki 

zakres wartoœci wynika z jego zmiennoœci regionalnej 

i sezonowej (Heiskanen i in., 1998; Heiskanen, Tallberg, 

1999; Struck i in., 2004). Równie¿ strumienie POC, PON, 

TPP i BSi charakteryzuj¹ siê wysok¹ zmiennoœci¹ (tab. 

13.2). Najwiêksz¹ sedymentacjê wszystkich sk³adowych 

materii stwierdzono w wodach przybrze¿nych Zatoki 

Fiñskiej (Regstad i in., 1999). Zbli¿one strumienie materii 

C BSi N P 

0,12–60,72 9 

0,97–83,89 8 

[mg/m 2 d] 

3, 4, 5 

10–310 

0,12–10,68 9 

47–250 7 

4,8–384 11 

Tabela 13.2 

3, 4, 5 

1,0–30,01 

0,12–0,84 9 

0,71–6,7 7 

0,1–5,2 12 

1 Olesen, Lundsgaard, 1994; 2 Christiansen i in., 1997; 3 Heiskanen i in., 1998; 4 Leivuori, Vallius, 1998; 5 Heiskanen, Tallberg, 1999; 6 Lundsgaard i in., 

1999; 7 Regstad i in., 1999; 8 Burska i in., 2003; 9 Struck i in., 2004; 10 Tamelander, Heiskanen, 2004; 11 Burska i in., 2005b; 12 Graca, 2009 

35,31 1 

2,4 2 

333

organicznej docieraj¹cej do dna wyst¹pi³y w Basenie 

Gdañskim (Burska i in., 2005b; Graca, 2009). WyraŸne 

ró¿nice w sedymentacji dotyczy³y fosforu, która by³a 

oko³o 6 razy ni¿sza w Zatoce Gdañskiej ni¿ w wodach 

Zatoki Fiñskiej. Najni¿sze strumienie wszystkich sk³adowych 

materii zawieszonej wyst¹pi³y w wodach G³êbi Gotlandzkiej, 

co bezpoœrednio zwi¹zane jest z du¿¹ g³êbokoœci¹ 

tego basenu sedymentacyjnego oraz wyraŸnie mniejszym 

udzia³em zakwitów okrzemkowych w otwartych 

wodach Ba³tyku w stosunku do zakwitów sinic (Emelyanov, 

red., 2002; Struck i in., 2004). W efekcie tego maksymalny 

strumieñ materii organicznej wystêpuje w okresie 

letnio-jesiennym (fig. 13.7), z jednoczesnym du¿ym 

udzia³em wêgla organicznego (34–38%) w strumieniu, 

wskazuj¹cym na autochtoniczne Ÿród³o materii. 

W Ba³tyku sedymentacja materii organicznej (POC, 

PON, TPP) oraz BSi ma charakter sezonowy (Olesen, 

Lundsgaard, 1994; Regstad i in., 1999; Heiskanen, Tallberg, 

1999). Najwy¿szy strumieñ materii zawieszonej 

w ci¹gu roku wystêpuje zazwyczaj wiosn¹ i jest zwi¹zany 

z dostaw¹ materii organicznej z wiosennego zakwitu. 

Udzia³ wêgla organicznego w ca³kowitej opadaj¹cej zawiesinie 

(25–34%) nale¿y wówczas do najwy¿szych 

(Leivuori, Vallius 1998; Struck i in., 2004). W stratyfikowanych 

gêstoœciowo wodach Kattegatu najwy¿szy pionowy 

strumieñ wêgla organicznego (do 700 mg/m 2 ·d) odnotowano 

na prze³omie marca i kwietnia (Olesen, Lundsgaard, 

1994). WyraŸnie ni¿sze wartoœci tego strumienia 

wyst¹pi³y w czerwcu i sierpniu (ok. 500–550 mg/m 2 ·d). 

Wiosn¹, kiedy produkcja pierwotna przewy¿sza wy¿eranie 

przez zooplankton, to sedymentacja jest najwa¿niejszym 

procesem, który usuwa materiê z warstwy produktywnej 

(Heiskanen, Tallberg, 1999). W okresie tym do 

osadów dociera w niewielkim stopniu zdegradowany fitoplankton, 

zarodniki i agregaty komórek. Tymczasem 

w okresie stratyfikowanym, w opadaj¹cej materii dominuj¹ 

produkty wydalania przez heterotrofy, których maksimum 

liczebnoœci przypada w tym czasie. Prowadzi to 

do intensywnej degradacji detrytusu i regeneracji substancji 

biogenicznych. Badania dotycz¹ce wp³ywu struktury 

³añcucha troficznego i procesów agregacji na strumieñ 

materii organicznej, prowadzone w Zatoce Ryskiej, 

potwierdzaj¹ schemat przedstawiony wczeœniej. Wiosenna 

dostawa materii organicznej mo¿e byæ œrednio trzykrotnie 

wy¿sza od strumienia letniego, a dwukrotnie od 

jesiennego (Lundsgard i in., 1999). 

13.2. Wymiana substancji biogenicznych na granicy wody z osadem 

13.2.1. Czynniki kszta³tuj¹ce wymianê fosforu 

i azotu w strefie kontaktu wody z osadem 

dennym 

Azot i fosfor dostarczane z toni wodnej do osadów dennych 

jedynie czêœciowo zostaj¹ w nich od³o¿one. Czêœæ 

ich ³adunku zostaje ponownie usuniêta z osadów do wody, 

g³ównie w formie zwi¹zków nieorganicznych. Strumieñ 

poszczególnych zwi¹zków azotu i fosforu w strefie 

kontaktu wody z osadem mo¿e mieæ zwrot zarówno 

z osadów do wody, jak i odwrotny. W d³u¿szej skali czasowej 

strumieñ azotu i fosforu z toni wodnej równowa- 

¿ony jest przez ich akumulacjê w osadach i strumieñ 

z osadów do wody naddennej. Strumieñ ten okreœla ³adunek 

(g, �mol) danej formy azotu i fosforu, jaki powraca 

do toni wodnej z osadów o jednostkowej powierzchni 

(m 2 ,km 2 ) lub jest przez te osady poch³aniany w jednostce 

czasu (godzina, doba, rok). 

334 


Im w danym akwenie wy¿sza dostawa azotu i fosforu 

z toni wodnej, tym wiêkszy stopieñ ich akumulacji 

w osadach, ale te¿ i potencjalnie silniejsze ich uwalnianie 

z osadów. 

Strumienie wymiany azotu i fosforu w strefie kontaktu 

wody z osadem kszta³towane s¹ przez kompleksowe oddzia³ywanie 

szeregu czynników abiotycznych i biotycznych. 

Podstawowe czynniki abiotyczne to dyfuzja turbulentna 

i molekularna. Motorem dyfuzji turbulentnej jest 

cyrkulacja wód. Silna cyrkulacja wzmaga usuwanie sk³adników 

z osadów do toni wodnej. Motorem dyfuzji molekularnej 

jest ró¿nica stê¿eñ danego sk³adnika pomiêdzy 

wod¹ naddenn¹ i interstycjaln¹. Je¿eli stê¿enia tego sk³adnika 

w wodach interstycjalnych przewy¿szaj¹ stê¿enia 

w wodach naddennych, wówczas nastêpuje jego usuwanie 

z osadów do toni wodnej. W przypadku gdy stê¿enia 

w wodzie naddennej s¹ wiêksze ni¿ w wodzie interstycjalnej, 

strumieñ przyjmuje zwrot przeciwny.

Wymiana sk³adników pokarmowych jest modyfikowana 

przez organizmy bentosowe. Intensyfikuj¹ one wymianê 

azotu i fosforu w strefie kontaktu wody z osadem. 

Jednoczeœnie stymuluj¹ procesy odpowiedzialne za samooczyszczanie 

ekosystemów wodnych – ³¹czn¹ nitryfikacjê/denitryfikacjê 

oraz retencjê fosforu w osadach. 

Wielkoœæ wymiany podlega ponadto zmianom sezonowym. 

Istotny wp³yw na wielkoœæ strumieni ma metoda 

ich szacowania. Najprostsza metoda bazuje na I prawie 

Ficke’a. Pozwala ona na oszacowanie wymiany dyfuzyjnej. 

Inne metody to, przyk³adowo, ró¿nego typu eksperymenty 

laboratoryjne polegaj¹ce na inkubacjach osadów, 

czy tzw. eksperymenty kloszowe prowadzone bezpoœrednio 

w œrodowisku. Wymiana w strefie kontaktu wody 

z osadem mo¿e byæ równie¿ szacowana z zastosowaniem 

modelowania komputerowego. Wady i zalety ró¿nych 

metod szacowania strumieni omówiono przyk³adowo 

w pracy Zabela i innych (2000). 

Bardzo wa¿ny wp³yw na wielkoœæ wymiany fosforu 

ma pojemnoœæ sorpcyjna osadów wzglêdem jonów fosforanowych. 

Zale¿y ona od sk³adu kompleksu sorpcyjnego 

i od wspó³oddzia³ywania takich czynników, jak: temperatura, 

Eh, pH, warunki tlenowe, stê¿enie równowagowe 

fosforanów, wielkoœæ cz¹stek osadu i zawartoœæ siarczanów. 

Dziêki procesom sorpcji nawet przy intensywnej 

produkcji fosforanów w osadach ich stê¿enia w wodach 

interstycjalnych i tym samym gradient na granicy wody 

z osadem mog¹ byæ ma³e. 

Szczególnie istotn¹ rolê w obiegu fosforu w strefie 

kontaktu wody z osadem odgrywaj¹ jego po³¹czenia z ¿elazem. 

Ulegaj¹ one rozpuszczeniu przy spadku potencja³u 

oksydacyjno-redukcyjnego poni¿ej pewnej wartoœci 

krytycznej. Najczêœciej podawana w literaturze wartoœæ 

wynosi 200 mV (np. Böstrom i in., 1988). Uwolnione 

na tej drodze do roztworu wód interstycjalnych fosforany 

i jony ¿elazawe dyfunduj¹ zgodnie z gradientem stê- 

¿eñ ku powierzchni osadu a¿ do rejonów, gdzie panuj¹ 

warunki sprzyjaj¹ce utlenianiu jonów Fe 2+ . Tam ponownie 

wytr¹caj¹ siê po³¹czenia fosforu z ¿elazem. Fosforany 

mog¹ byæ readsorbowane na osadach tlenowych i recyrkulowaæ 

kilkakrotnie przez granicê potencja³u oksydacyjno-redukcyjnego 

z ¿elazem, zanim ostatecznie opuszcz¹ 

osad. Jednak pogorszeniu warunków tlenowych w wodach 

nad osadem towarzyszy strumieñ Fe 2+ iPO4 3– do toni 

wodnej. Je¿eli w œrodowisku produkowany jest jednoczeœnie 

siarkowodór, jony ¿elazawe ulegaj¹ czêœciowemu 

Wymiana substancji biogenicznych na granicy wody z osadem 

zatrzymaniu w osadach w formie s³abo rozpuszczalnych 

siarczków (fig. 13.8). Prowadzi to do obni¿enia stosunku 

stê¿eñ Fe 2+ : (HPO4 2– +H2PO4 – ) w wodach interstycjalnych 

i naddennych do wartoœci poni¿ej 2 (stosunek molowy), 

co skutkuje os³abieniem zdolnoœci osadów do retencji 

fosforu nawet wówczas, gdy warunki tlenowe ulegn¹ poprawie 

(np. Lehtoranta, Heiskanen, 2003). 

Azot usuwany jest z osadów jako NH4 + ,NO3 – ,NO2 – 

iN2. Forma, w jakiej powraca z osadu do wody, kszta³towana 

jest przez zale¿ne od warunków œrodowiskowych 

relacje takich procesów, jak: amonifikacja, ³¹czna nitryfikacja/denitryfikacja 

oraz nitroamonifikacja. Czêste deficyty 

tlenowe w wodach naddennych oraz warunki redukcyjne 

w osadach sprzyjaj¹ produkcji amoniaku w procesie 

degradacji materii organicznej i silnemu uwalnianiu 

tego sk³adnika do toni wodnej. Amoniak uwalniany z osadów 

jest g³ównie produktem mikrobiologicznej degradacji 

materii organicznej. Wzrost temperatury intensyfikuje 

uwalnianie tego sk³adnika z osadów do wody, gdy¿ sprzyja 

rozwojowi mikroorganizmów. 

Kiedy w wodach nad osadem bogatym w materiê organiczn¹ 

panuj¹ warunki tlenowe, wzrasta znaczenie 

³¹cznej nitryfikacji/denitryfikacji. Wówczas czêœæ azotu 

Fig. 13.8. Uproszczony cykl obiegu fosforu w wodzie i osadzie 

(zmodyfikowany za Slomp i in., 1996; Haese, 2000) 

335

powraca do obiegu w wodzie w formie azotanów lub jako 

N2. Azot cz¹steczkowy jest produktem miêdzy innymi 

denitryfikacji. W osadach dennych zbiorników wodnych 

tempo denitryfikacji zale¿y od szeregu czynników. Warunkiem 

niezbêdnym jest dostêpnoœæ azotanów, które s¹ 

jej substratem. Z tego wzglêdu proces ten zale¿y od tempa 

nitryfikacji w tlenowych obszarach osadu i wód naddennych 

oraz transportu azotanów do strefy beztlenowej. 

W efekcie denitryfikacja z regu³y zachodzi tu¿ pod powierzchni¹ 

osadu, gdzie warunki tlenowe przechodz¹ 

w warunki redukcyjne, a jej intensywnoœæ wzrasta w osadach 

zasiedlonych przez organizmy bentosowe. 

W œrodowisku morskim g³ównym Ÿród³em azotanów 

wykorzystywanych w procesie denitryfikacji jest nitryfikacja 

w osadach. W akwenach zeutrofizowanych wzrasta rola 

wód przydennych, jako ¿e zwykle charakteryzuj¹ siê wysokimi 

stê¿eniami azotanów (Middelburg i in., 1996). Wiêksza 

dostawa azotu do osadu z toni wodnej intensyfikuje tempo 

denitryfikacji. Poniewa¿ wiêkszoœæ denitryfikatorów to 

bakterie heterotroficzne, proces ten wymaga materii organicznej, 

a jego intensywnoœæ zale¿y od jej jakoœci. Sprzyjaj¹ 

mu œrednie zawartoœci wêgla w osadach, kiedy to nie limituje 

on mineralizacji i nitryfikacji, jednoczeœnie proces redukcji 

siarczanów jest wolny lub nie zachodzi wcale. 

Pogorszenie warunków tlenowych intensyfikuje denitryfikacjê, 

jednak d³ugotrwa³a anoxia i obecnoœæ siarkowodoru 

mog¹ byæ powodem ograniczenia tego procesu 

z uwagi na deficyt azotanów (ograniczona nitryfikacja) 

i konkurencjê mikroorganizmów redukuj¹cych azotany 

do amoniaku. 

Proces denitryfikacji podlega zmiennoœci sezonowej. 

Cykl sezonowy denitryfikacji w strefie przybrze¿nej mórz 

charakteryzuje wiosenne, czasem jesienne maksimum 

oraz letnie minimum. Wiosenne maksimum wi¹zane jest 

z dostaw¹ do osadu œwie¿ej materii organicznej. Spadek 

tempa tego procesu latem jest z kolei efektem wzrostu 

temperatury wody i intensywnej mineralizacji materii 

organicznej w strefie kontaktu wody z osadem. Ogranicza 

to zasiêg warunków tlenowych w osadzie i w konsekwencji 

tak¿e tempo nitryfikacji. 

13.2.2. Regionalne i sezonowe zmiany strumieni 

wymiany fosforu 

Na przestrzeni lat 90. ubieg³ego wieku osady ba³tyckie 

oddawa³y oko³o 18·10 3 t/r fosforu (Savchuk, 2005). Wiêk- 

336 


szoœæ tego ³adunku (14·10 3 t/r) uwalnia siê w rejonie 

G³êbi Gotlandzkiej. Od pocz¹tku lat 70. wody naddenne 

s¹ tam niemal permanentnie beztlenowe i zawieraj¹ siarkowodór 

(Emeis i in., 2000). 

Fosfor powraca z osadów do toni wodnej g³ównie 

w formie jonów fosforanowych. Strumienie fosforanów 

w Ba³tyku wykazuj¹ du¿¹ zmiennoœæ (tab. 13.3), co wi¹¿e 

siê ze zmiennymi regionalnie i sezonowo warunkami œrodowiskowymi. 

Zwiêkszenie strumienia fosforanów z osadów 

ma zwykle miejsce w pó³roczu ciep³ym (Klump, 

Martens, 1981; Forja i in., 1994; Jensen i in., 1995). Koresponduje 

to z kompleksowym oddzia³ywaniem wzrostu 

temperatury wód naddennych, wzrostu akumulacji materii 

organicznej w osadach w wyniku jej intensywnej sedymentacji 

po zakwitach fitoplanktonu i pogorszenia warunków 

tlenowych w osadach i wodzie naddennej. Przyk³adowo, 

w Zatoce Gdañskiej najsilniejsze usuwanie fosforanów 

z osadów ma miejsce póŸnym latem, a najs³absze 

wczesn¹ wiosn¹ (Graca, 2009). 

Zmiennoœæ regionalna strumieni fosforanów w tym 

akwenie wykazuje zwi¹zek z g³êbokoœci¹ toni wodnej 

(fig. 13.9). Najmniejsze strumienie fosforanów notowano 

w strefie p³ytkowodnej, pokrytej ubogimi w fosfor osadami 

piaszczystymi. Strumienie w przybli¿eniu wzrastaj¹ 

ze wzrostem g³êbokoœci toni wodnej, co idzie w parze ze 

Fig. 13.9. Strumienie fosforanów na granicy wody z osadem 

w rejonach Zatoki Gdañskiej o ró¿nej g³êbokoœci 

toni wodnej (Graca, 2009)

Zatoka Pucka 

spadkiem ich zmiennoœci. Najwiêksze wartoœci strumieni 

notowano w rejonach le¿¹cych poni¿ej izobaty 70 m, które 

obejmuj¹ G³êbiê Gdañsk¹ wraz z jej sk³onem. W rejonach 

tych, w okresach d³ugotrwa³ych deficytów tlenowych, 

dochodzi do os³abienia zdolnoœci osadów do retencji 

fosforu i usuwania rezerw tego sk³adnika zakumulowanych 

w osadach. Warto podkreœliæ, ¿e spoœród g³êbi 

ba³tyckich jedynie w rejonie Basenu Wschodniogotlandzkiego 

ma miejsce znacz¹ce w skali ca³ego Ba³tyku usuwanie 

rezerw fosforu z osadów (Emeis i in., 2000). 

Szacuje siê, ¿e z osadów Zatoki Gdañskiej uwalniane 

jest do toni wodnej od 1,87·10 3 do 2,32·10 3 t/r fosforu. 

£adunki te pokrywaj¹ oko³o 9–11% zapotrzebowania fitoplanktonu 

na fosfor (Graca, 2009). 


Strumienie fosforanów (F 

PO 

3– ) w strefie kontaktu wody z osadem w ró¿nych rejonach Ba³tyku 

4 

(wartoœci ujemne oznaczaj¹ strumieñ z toni wodnej do osadów) 

Rejon Metoda szacowania 

F PO 4 3– 

[�mol/m 2 h] 

eksperymenty kloszowe 1,2–11,5 (œrednia 6,5) 

Tabela 13.3 

�ród³o 

I prawo Ficke’a 0,04–3,17 (œrednia 0,90) Bola³ek, 1992 

eksperymenty laboratoryjne 0,42–2,87 (œrednia 1,52) 

eksperymenty kloszowe 8,75–32,5 Bola³ek i in., 1991 

Zatoka Pomorska eksperymenty laboratoryjne 0,75–23,58 (œrednia 8,33) 

Frankowski, Bola³ek, 

1999 

inkubacje nienaruszonych rdzeni osadów 1,59–28,5 Conley i in., 1997 


inkubacje nienaruszonych rdzeni osadów (–1,3)–28,2 

I prawo Ficke’a (–0,3)–22,8 

Pitkänen i in., 2001 

Heiskanen i in., 1999 

model 2,5 Kiirikki i in., 2006 

Ba³tyk W³aœciwy inkubacje nienaruszonych rdzeni osadów 2–40 (anoxia) Koop i in., 1990 

Zatoka Laholm inkubacje nienaruszonych rdzeni osadów 0–(–5) (0–10 anoxia) Enoksson, 1987 

Zatoka Kiloñska eksperymenty kloszowe 2,28 (œrednia roczna) Balzer, 1984 

Zatoka Gdañska I prawo Ficke’a (–0,1)–7,9 


(rejony z zakresu g³êbokoœci 

toni wodnej 59–72 m) 

inkubacje nienaruszonych rdzeni osadów (–0,5)–11,3 

Ba³tyk (–1,3)–40 

Graca, 2009 

13.2.3. Regionalne i sezonowe zmiany strumieni 

wymiany azotu 

W Ba³tyku g³ówn¹ form¹, w jakiej azot powraca 

z osadów do toni wodnej, jest azot amonowy. Strumienie 

amoniaku wahaj¹ siê w tym akwenie w szerokim zakresie. 

Najwiêksze notowano w rejonach poddanych silnej 

antropopresji, takich jak Zatoka Gdañska, Zatoka 

Fiñska czy Zatoka Laholm (tab. 13.4). Oprócz zmiennoœci 

regionalnej uwalnianie amoniaku z osadów wykazuje 

zmiennoœæ sezonow¹. Przyk³adowo, w Zatoce Gdañskiej 

zwiêkszenie uwalniania amoniaku ma miejsce pod 

koniec sezonu wegetacyjnego. Wysoka temperatura 

wód sprzyja wówczas rozwojowi mikroorganizmów, 

337

Zatoka Pucka 

dekompozycji zdeponowanej na dnie materii organicznej 

i pogorszeniu warunków tlenowych. W akwenie tym 

strumienie wzrastaj¹ ponadto z g³êbokoœci¹ toni wodnej 

(fig. 13.10). Najwiêksze notowane s¹ w rejonach le- 

¿¹cych poni¿ej halokliny (70 m), które obejmuj¹ G³êbiê 

Gdañsk¹ wraz z jej sk³onem. 

Szacuje siê, ¿e w Zatoce Gdañskiej na skutek usuwania 

amoniaku z osadów do toni wodnej dostaje siê od 

16,61·10 3 do 20,71·10 3 t N/r. £adunek ten pokrywa maksymalnie 

13% zapotrzebowania fitoplanktonu na azot. 

338 


Strumienie amoniaku (F 

NH 

� ) na granicy wody z osadem w ró¿nych rejonach Ba³tyku 

4 

(wartoœci ujemne oznaczaj¹ strumieñ z toni wodnej do osadów) 

Rejon Metoda szacowania 

I prawo Ficke'a / eksperymenty 

kloszowe 

F NH 4 � 

[�mol/m 2 h] 

Tabela 13.4 

�ród³o 

0,2–59,7 Bola³ek, Graca, 1996 


(zachodnia czêœæ) 

I prawo Ficke'a 

22,1 (œrednia roczna), 

53,6 (maksimum) 

Maksymowska-Brossard, 

Piekarek-Jankowska, 2001 

Zatoka Pomorska eksperymenty laboratoryjne 4,2–91,7 Frankowski, Bola³ek, 1999 


Zatoka Kiloñska eksperymenty kloszowe 


Zatoka Laholm 

inkubacje nienaruszonych rdzeni 

osadów 

9,37–34,7 Conley i in., 1997 


osadów 

(–23,8)–110,1 Pitkänen i in., 2001 

I prawo Ficke'a (–2,4)–74,4 Heiskanen i in., 1999 

5,0–27,8 

(18,3 œrednia roczna) 

Balzer, 1984 


osadów 

1–35 Koop i in., 1990 

na podstawie sk³adowych bud¿etu 18 Wulff, Stigebrandt, 1989 


osadów 

50 (200 anoxia) Enoksson, 1987 

Zatoka Botnicka 


osadów 

0,2–39,8 Nedwell i in., 1983 

Zatoka Gdañska I prawo Ficke'a 0–148,3 Graca, 2009 


(rejony z zakresu g³êbokoœci 

toni wodnej 59–73 m) 


osadów 

Ba³tyk (–2,4)–200 

1,9–88,1 Graca, 2009 

W Zatoce Fiñskiej analogiczna wartoœæ wynosi 20% 

(Heiskanen i in., 1999). 

Strumienie sumy azotanów i azotynów wahaj¹ siê 

w Ba³tyku od –21 do 12,5 �mol/m 2 h (Nedwell i in., 1983; 

Conley i in., 1997; Pitkänen i in., 2001; Graca i in., 2004). 

Wartoœci te œwiadcz¹ o przewadze konsumpcji nad uwalnianiem 

tych sk³adników przez osady. Jest to widoczne 

np. w Zatoce Gdañskiej (fig. 13.11), gdzie strumienie 

azotanów i azotynów odpowiadaj¹ konsumpcji przez osady 

oko³o 127 t N/r (Graca, 2009).

Fig. 13.10. Strumienie amoniaku na granicy wody 

z osadem w rejonach Zatoki Gdañskiej o ró¿nej g³êbokoœci 

toni wodnej (Graca, 2009) 

13.2.4. Regionalne i sezonowe zmiany tempa 

denitryfikacji 

W Ba³tyku denitryfikacja w 80–90% zachodzi w osadach 

i w 10–20% w ubogich w tlen wodach g³êbinowych 

(O2

340 


Denitryfikacja w ró¿nych rejonach Ba³tyku 

Rejon 

Okres 

pomiarowy 

Denitryfikacja 

[�mol N/m 2 h] 

�ród³o 

Zatoka Laholm póŸne lato 19–24 Enoksson, 1987 1 

Zatoka Aarhus roczny 4–21 (max 42) Jensen i in., 1988 2 

Lendrup Vig. wiosna 13–213 Andersen i in., 1984 2 

Norsminde Fiord roczny 83–416 (œr. 205) J�rgensen, S�rensen, 1988 2 


roczny 16 Wulff, Stigebrandt, 1989 3 

roczny 74 Shaffer, Rönner, 1984 3 

roczny 14 Rönner, 1985 2 

0,4–12,5 Tuominen i in., 1998 4 

Zatoka Laholm 10 Sahlsten, Sörensson, 1986 2 

Centralna Zatoka Fiñska 6,3–27,1 Tuominen i in., 1998 4 


lato 6,6–11,5 Conley i in., 1997 1 

20,2 Kiirikki i in., 2006 4 

roczny 0,3–116 (œr. 18) Heiskanen i in., 1999 4 

roczny 0,4–50 Gran, Pitkänen, 1999 

Tabela 13.5 

Zatoka Botnicka 8 miesiêcy 0–39,2 Stockenberg, Johnstone, 1997 2 

Ujœcia rzek w rejonie Morza Archipelagów 

(po³udniowa Zatoka Botnicka i Zatoka Fiñska) 

roczny 3,7–37,9 

Silvennoinen i in., 2007 4 

Ujœcia rzek w rejonie Zatoki Botnickiej 

(pó³nocna czêœæ) 

roczny 9,6–13,3 

Zatoka Pucka roczny 0–42,2 (œr. 11) Graca, 2004 2 


wiosna, lato 

53 Witek i in., 2003 3 

3–230 

(58 ±75) 

11–48 (36) 

Ba³tyk 0–416 

1 

szacunki denitryfikacji na podstawie strumienia amoniaku, 

2 

szacunki denitryfikacji na podstawie metody blokowania acetylenem, 

3 

szacunki denitryfikacji na podstawie bud¿etu soli od¿ywczych, 

4 szacunki metod¹ izotopow¹. 

1, 3 

Graca, 2009 

(zakres, œrednia ±S.D., 

kwartyl dolny–kwartyl górny, 

mediana)

i fosforu uwalnianych z osadów do wody zachodzi z pewnym 

opóŸnieniem. W strefie wód p³ytkich azot i fosfor 

uwolnione z osadów mog¹ byæ w³¹czane do obiegu biologicznego 

w wodzie w tym samym sezonie wegetacyjnym, 

w którym zosta³y dostarczone do osadów. W rejonach 

g³êbszych ich powrót do strefy eufotycznej zachodzi wolniej. 

Istotny wp³yw na szybkoœæ tego powrotu ma miêdzy 

innymi intensywnoœæ mieszania wód, wlewy wód oceanicznych 

(w przypadku Ba³tyku) czy upwellingi. O wystêpowaniu 

mechanizmów, dziêki którym azot i fosfor uwolnione 

z osadów do wód naddennych w rejonach g³êbi 

ba³tyckich oddzia³uj¹ na warstwê eufotyczn¹, œwiadcz¹ 

dodatnie, istotne korelacje pomiêdzy zasoleniem i stê¿eniem 

fosforanów i azotanów obserwowane zim¹ w wodach 

powierzchniowych. Po raz pierwszy zanotowano je 

w rejonie Basenu Bornholmskiego na pocz¹tku lat 70. 

ubieg³ego wieku (Francke, Nehring, 1971). W rejonie G³êbi 

Gdañskiej zwi¹zki takie notowa³a Trzosiñska (1990). Oddzia³ywanie 

soli od¿ywczych zakumulowanych pod haloklin¹ 

w rejonach g³êbokowodnych na zasoby tych soli 

w strefie eufotycznej Ba³tyku omówili Nausch i inni (2008). 

Zatem pomimo ¿e osady s¹ ostatecznym odbiorc¹ azotu 

i fosforu z toni wodnej, to w œrodowisku eutroficznym potencjalnie 

wzrasta ich znaczenie jako wtórnego Ÿród³a tych 

sk³adników w wodzie. Szczególnie istotne mog¹ byæ 

³adunki azotu i fosforu uwalniane z osadów akwenów 

o ograniczonej wymianie wód, takich jak Ba³tyk. Ponadto 

oddzia³ywanie osadów na zasoby azotu i fosforu w wodzie 

nale¿y rozpatrywaæ w d³u¿szej skali czasowej, z uwzglêdnieniem 

zarówno strefy p³ytko-, jak i g³êbokowodnej. 

Wa¿n¹ rolê w regulacji biodostêpnych ³adunków azotu 

i fosforu w œrodowisku morskim odgrywaj¹ estuaria. 


Akumulacja i denitryfikacja azotu oraz akumulacja fosforu w osadach ró¿nych rejonów Ba³tyku 

Proces 

Zatoka 

Botnicka 1 

Morze 

Botnickie 1 

Ba³tyk 

centralny 1 

[mmol/m 2 r] 

Zatoka 

Fiñska 1 

Zatoka 

Ryska 1 

Cieœniny 

Duñskie 1 

Zatoka 

Gdañska 2 

Tabela 13.6 

Ba³tyk 1 

Akumulacja azotu w osadach 

i denitryfikacja 

29 112 259 198 313 135 328 201 

Akumulacja fosforu w osadach 3,4 8,3 –2,8 6,5 3,2 5,4 8,8 1,6 

1 Savchuk, 2005, 2 Graca, 2009. 

Stanowi¹ one swego rodzaju filtry, w obrêbie których 

zachodzi czêœciowe zatrzymanie sk³adników od¿ywczych 

na ich drodze do otwartych wód morskich (Nixon i in., 

1996; Conley, 2000). Zatrzymanie to zachodzi miêdzy innymi 

drog¹ wspomnianej ju¿ akumulacji i denitryfikacji 

azotu oraz akumulacji fosforu w osadach (tab. 13.6). 

Przyk³adowo, w estuarium Wis³y – Zatoce Gdañskiej 

w wyniku akumulacji w osadach dennych zatrzymaniu 

ulega ³adunek fosforu odpowiadaj¹cy 10–15% zewnêtrznej 

dostawy tego sk³adnika do zatoki. Z kolei akumulacja 

i denitryfikacja w osadach odpowiadaj¹ za zatrzymanie 

³adunku azotu rzêdu 13–19% jego zewnêtrznej dostawy 

(Graca, 2009). 

Stosunek, w jakim azot i fosfor dostarczane s¹ ze Ÿróde³ 

zewnêtrznych do œrodowiska morskiego, przewy¿sza 

wartoœæ 16 (Conley, 2000). Sprzyja zatem ograniczeniu 

produkcji dostêpem fosforu. Pomimo tego kluczow¹ 

rolê w produkcji pierwotnej w morzach odgrywa 

azot (Oviatt i in., 1995; Nixon i in., 1996). Dla odmiany 

w œrodowisku s³odkowodnym produkcja ograniczana 

jest g³ównie dostêpem fosforu (np. Hecky, Kilham, 

1988). Ró¿nice pomiêdzy tymi œrodowiskami wi¹zane 

s¹ miêdzy innymi z procesami, jakim azot i fosfor ulegaj¹ 

w osadach dennych. W wodach s³onych stê¿enia 

siarczanów s¹ wy¿sze ni¿ w wodach s³odkich. W konsekwencji 

w œrodowisku morskim rozk³ad materii organicznej 

na dnie zbiornika w wiêkszym stopniu mo¿e 

zachodziæ drog¹ redukcji siarczanów ni¿ w zbiornikach 

s³odkowodnych. Powstaj¹cy w tym procesie siarkowodór 

zmniejsza zdolnoœæ osadów do retencji fosforu, 

co sprzyja jego uwalnianiu do toni wodnej (rozdz. 

7.3) i uznawane jest za jeden z powodów, dla których 

341

w œrodowisku wód s³onych to azot limituje produkcjê fitoplanktonu. 

Podejœcie takie stanowi jednak du¿e uproszczenie, 

a w warunkach naturalnych dynamika przemian 

azotu i fosforu ma bardziej kompleksow¹ naturê. 

Wa¿n¹ rolê w kszta³towaniu stosunku azotu do fosforu 

w toni wodnej przypisuje siê ró¿nicom w efektywnoœci 

Literatura 

ANDERSEN T.K., JENSEN M.H., SØRENSEN J., 1984 — 

Diurnal variation of nitrogen cycling in coastal marine sediments. 

W: Nitrogen cycling in coastal marine environments 

(red. T.H. Blackburn, J. Sørensen): 251–273. Chichester, 

New York. 

BALZER W., 1984 — Organic matter degradation and biogenic 

element cycling in a nearshore sediment (Kiel Bight). Limnol. 

Oceanogr., 29: 1231–1246. 

BOLA£EK J., 1992 — Phosphate at the water-sediment interface 

in Puck Bay. Oceanologia, 33: 159–182. 

BOLA£EK J., FALKOWSKA L., JANKOWSKA H., VERS- 

HININ A., 1991 — Investigations on the transfer of chemical 

substances at the water-sediment interface in the Puck 

Bay. Oceanologia, 30: 105–123. 

BOLA£EK J., GRACA B., 1996 — Ammonia nitrogen at 

the water-sediment interface in the Puck Bay (Baltic Sea). 

Estuar. Coast. Shelf Sci., 43: 776–779. 

BÖSTROM B., ANDERSEN J.M., FLEISCHER S., JANSSON 

M., 1988 — Exchange of phosphorus across the sediment- 

-water interface. Hydrobiologia, 170: 229–244. 

BRADTKE K., 2004 — Pole zawiesiny i jego wp³yw na w³aœciwoœci 

optyczne wód przybrze¿nych na przyk³adzie Zatoki 

Gdañskiej. Praca doktorska, Wydz. BGiO, UGd., Gdynia. 

BRADTKE K., BURSKA D., MATCIAK M., SZYMELFENIG 

M., 2005 — Suspended particulate matter in the Hel upwelling 

region (the Baltic Sea). Stud. Oceanol. Hydrobiol., 34, 

Suppl. 2: 47–66. 

BRADTKE K., LATA£A A., CZABAÑSKI P., 1997 — Temporal 

and spatial variations in particle concentrations and 

size distributions in the Gulf of Gdañsk. Oceanol. Stud., 26, 

2–3: 39–59. 

BURSKA D., GRACA B., PRYPUTNIEWICZ D., 2005a — 

Fluxes of particulate carbon, nitrogen and phosphorus in 

the water column of the Gdañsk Deep. 5th Baltic Sea Science 

Congress, Sopot. 

BURSKA D., PAWELEC A., SIWIEC A., 2003 — Biogenic silica 

fluxes in the Gdañsk Basin. ELOISE Conference, Gdañsk. 

342 


usuwania tych sk³adników z toni wodnej drog¹ denitryfikacji 

i akumulacji w osadach. Przyk³adowo, w Zatoce 

Gdañskiej procesy te usuwaj¹ z obiegu w wodzie ³adunek 

oko³o 21,26 t azotu i 1,16 t fosforu rocznie. Wartoœci te 

odpowiadaj¹ oko³o 56% i 35% dostawy azotu i fosforu 

z toni wodnej do osadów (Graca, 2009). 

BURSKA D., PRYPUTNIEWICZ D., FALKOWSKA L., 2005b 

— Stratification of particulate organic carbon and nitrogen 

in the Gdañsk Deep (southern Baltic Sea). Oceanologia, 47, 

2: 201–217. 

CHRISTIANSEN C., GERTZ F., LAIMA M., LUND-HAN- 

SEN L.C., VANG T., JÜRGENSEN C., 1997 — Nutrient 

(P, N) dynamics in the southern Kattegat, Scandinavia: sedimentation 

and resuspension effects. Environ. Geol., 29: 

66–77. 

CONLEY D.J., 2000 — Biogeochemical nutrient cycles and nutrient 

management strategies. Hydrobiologia, 410: 87–96. 

CONLEY D.J., STOCKENBERG A., CARMAN R., JOHN- 

STONE R.W., RAHM L., WULFF F., 1997 — Sediment- 

-water nutrient fluxes in the Gulf of Finland, Baltic Sea. Estuar. 

Coast. Shelf Sci., 45: 591–598. 

DANIELSSON Å., JÖNSSON A., RAHM L., 2007 — Resuspension 

patterns in the Baltic Proper. J. Sea Res., 57: 

257–269. 

EISMA D., BERNARD P., CADEÉ G.C., ITTEKKOT V., 

KALF J., LAANE R., MARTIN J.M., MOOK W.G., van 

PUT A., SCHUMACHER T., 1991 — Suspended-matter 

particle size in some West-European estuaries, part I: particle 

size distribution. Neth. J. Sea Res., 28, 3: 193–214. 

EMEIS K.C., STRUCK U., LEIPE T., POLLEHNE F., KUN- 

ZENDORF H., CHRISTIANSEN C., 2000 — Changes in 


the last 150 years – relevance to P regeneration rates and 


EMELYANOV E.M. (red.), 2002 — Geology of the Gdañsk 

Basin, Baltic Sea. Yantarny Skaz, Kaliningrad. 

ENOKSSON V., 1987 — Nutrient recycling by coastal sediments. 

2. Efects of temporary oxygen depletion. Ph.D. thesis, 

part 5: 1–19. Dep. Marine Microbiology, Univ. Göteborg, 

Sweden. 

FALKOWSKA L., 1985 — Dop³yw azotu i fosforu z atmosfery 

do Ba³tyku. Stud. Mat. Oceanol., 48: 5–28.

FERRARI G.M., BO F.G., BABIN M., 2003 — Geochemical 

and optical characterizations of suspended matter in European 

coastal waters. Estuar. Coast. Shelf Sci., 57: 17–24. 

FORJA J.M., BLASCO J., GÓMEZ-PERRA A., 1994 — Spatial 

and seasonal variation of in situ benthic fluxes in the Bay 

of Cadiz (south-west Spain). Estuar. Coast. Shelf Sci., 39: 

127–141. 

FRANCKE E., NEHRING D., 1971 — Erste Beobachtungen 

über einen erneuten Salzwassereinbruch in die Ostsee. Beiträge 

zur Meereskunde, 28: 33–27. 

FRANKOWSKI L., BOLA£EK J., 1999 — Transformations 

and release of phosphorus forms at the sediment-water interface 

in the Pomeranian Bay (southern Baltic). Oceanologia, 

41: 429–444. 

GRACA B., 2004 — Denitrification in the sediments of the Inner 

Puck Bay – preliminary results. Oceanol. Hydrobiol. Stud., 

33, 4: 73–91. 




GRACA B., BURSKA D., MATUSZEWSKA K., 2004 — 

The impact of dredging deep pits on organic matter degradation 

in sediments. Water, Air, Soil Pollut., 158: 237–259. 

GRAN V., PITKÄNEN H., 1999 — Denitrification in estuarine 

sediment in the eastern Gulf of Finland, Baltic Sea. Hydrobiologia, 

393: 107–115. 

HAESE R.R., 2000 — The reactivity of iron. W: Marine geochemistry 

(red. H.D. Schulz, M. Zabel): 233–254. Springer- 

-Verlag, Berlin–Heidelberg. 

HÅKANSON L., ECKHÉLL J., 2005 — Suspended particulate 

matter (SPM) in the Baltic Sea – New empirical data and models. 

Ecol. Modell., 189: 130–150. 

HECKY R.E., KILHAM P., 1988 — Nutrient limitation of phytoplankton 

in freshwater and marine environments. A review 

of recent evidence on the effects of enrichment. Limnol. 

Oceanogr., 33: 796–822. 

HEISKANEN A.S., GRAN V., LEHTORANTA J., PITKÄ- 

NEN H., 1999 — Fate of nutrients (N, P) along the estuarine 

gradient of the river Neva in the eastern Gulf of Finland, Baltic 

Sea (extended abstract). J. Mar. Sci., 56 (suppl.): 161–164. 

HEISKANEN A.S., HAAPALA J., GUNDERSEN K., 1998 — 

Sedimentation and pelagic retention of particulate C, N and 

P in the coastal northern Baltic Sea. Estuar. Coast. Shelf Sci., 

46: 703–712. 

HEISKANEN A.S., TALLBERG P., 1999 — Sedimentation and 

particulate nutrient dynamics along a coastal gradient from 

a fjord-like bay to the open sea. Hydrobiologia, 393: 127–140. 

HUMBORG C., PASTUSZAK M., AIGARS J., SIEGMUND H., 

MÖRTH C.M., ITTEKKOT V., 2006 — Decreased silica 

Literatura 

land–sea fluxes through damming in the Baltic Sea catchment 

– significance of particle trapping and hydrological 

alterations. Biogeochemistry, 77: 265–281. 

JENSEN H.S., MORTENSEN P.B., ANDERSEN F.Ø., RA- 

SMUSSEN E., JENSEN A., 1995 — Phosphorus cycling in 

a coastal marine sediment, Aarhus Bay, Denmark. Limnol. 

Oceanogr., 40: 908–917. 

JENSEN M.H., ANDERSEN T.K., SØRENSEN J., 1988 — Denitrification 

in coastal bay sediment: regional and seasonal 

variation in Arhus Bight, Denmark. Mar. Ecol. Prog. Ser., 

48: 155–162. 

JØRGENSEN K.S., 1989 — Annual pattern of denitrification 

and nirate ammonification in estuarine sediment. Appl. 

Environ. Microbiol., 55: 1841–1847. 

JØRGENSEN K.S., SØRENSEN J., 1988 — Two annual maxima 

of nitrate reduction and denitrification in estuarine sediment 

(Norsminde Fjord, Denmark). Mar. Ecol. Prog. Ser., 

48: 147–154. 

KIIRIKKI M., LEHTORANTA J., INKALA A. i in., 2006 — 

A simple sediment process description suitable for 3D-ecosystem 

modeling – development and testing in the Gulf of 

Finland. J. Mar. Syst., 61: 55–66. 

KLUMP J.V., MARTENS C.S., 1981 — Biogeochemical cycling 

in an organic rich coastal marine basin, II. Nutrient sediment-water 

exchange processes. Geochim. Cosmochim. 

Acta, 45: 101–121. 

KOOP K., BOYNTON W.R., WULFF F., CARMAN R., 1990 

— Sediment-water oxygen and nutrient exchanges along 

a depth gradient in the Baltic Sea. Mar. Ecol. Prog. Ser., 63: 

65–77. 

KOTWICKI L., DANIELEWICZ J., TURZYÑSKI M., WÊ- 

S£AWSKI J.M., 2002 — Preliminary studies on the organic 

matter deposition and particle filtration processes in a sandy 

beach in Sopot – southern Baltic Sea. Oceanol. Stud., 31, 

3–4: 71–84. 

KRÊ¯EL A., CYBERSKI J., 1993 — Influence of the Vistula 

river on suspended matter content in the Gulf of Gdañsk waters. 

Stud. Mat. Oceanol., 64: 27–39. 

LEHTORANTA J., HEISKANEN A.S., 2003 — Dissolved 

iron: phosphate ratio as an indicator of phosphate release to 

oxic water of the inner and outer coastal Baltic Sea. Hydrobiologia, 

492: 69–84. 

LEIPE T., LOEFFLER A., EMEIS K.-C., JAEHMLICH S., 

BAHLO R., ZIERVOGEL K., 2000 — Vertical patterns of 

suspended matter characteristics along a coastal-basin transect 

in the Western Baltic Sea. Estuar. Coast. Shelf Sci., 51: 

789–804. 

LEIVUORI M., VALLIUS H., 1998 — A case study of seasonal 

variation in the chemical composition of accumulating 

343

suspended sediments in the central Gulf of Finland. Chemosphere, 

36, 10: 2417–2435. 

LUND-HANSEN L.C., CHRISTIANSEN C., 2008 — Suspended 

particulate matter (SPM) in the North Baltic Sea transition: 

Distributions, inventories and the autumn 2002 inflows. Dan. 

J. Geogr., 108, 2: 37–47. 

LUNDSGAARD C., OLESEN M., REIGSTAD M., OLLI K., 

1999 — Sources of settling material: aggregation and zooplankton 

mediated fluxes in the Gulf of Riga. J. Mar. Syst., 

23: 197–210. 

MAKSYMOWSKA D., 1998 — Degradation of organic matter 

in the water column and bottom sediments of the Gulf of 

Gdañsk. Praca doktorska, UG, Gdañsk. 

MAKSYMOWSKA-BROSSARD D., PIEKAREK-JANKOW- 

SKA H., 2001 — Seasonal variability of benthic ammonium 

release in the surface sediments of the Gulf of Gdañsk 

(southern Baltic Sea). Oceanologia, 43, 1: 113–136. 

MIDDELBURG J.J., SOETAERT K., HERMAN P.M.J., 1996 

— Evaluation of the nitrogen isotopepairing method for measuring 

benthic denitrification: A simulation analysis. Limnol. 

Oceanogr., 41: 1844–1889. 

NAUSCH G., NEHRING D., NAGEL K., 2008 — Nutrient 

concentrations, trends and their relation to eutrophication. 

W: State and evolution of the Baltic Sea 1952–2005 (red. 

R. Feistel, G. Nausch, N. Wasmund): 337–365. John Wiley 

& Sons, Inc. Hoboken. 

NAUSCH M., NAUSCH G., LASS H.U., MOHRHOLZ V., 

NAGEL K., SIEGEL H., WASMUND N., 2009 — Phosphorus 

input by upwelling in the eastern Gotland Basin 

(Baltic Sea) in summer and its effects on filamentous cyanobacteria. 

Estuar. Coast. Shelf Sci., 83: 434–442. 

NEDWELL D.B., HALL S.E., ANDERSSON A., HAG- 

STROM Å.F., LINDSTRÖM E.B., 1983 — Seasonal changes 

in the distribution and exchange of inorganic nitrogen 

between sediment and water in Northern Baltic (Gulf of 

Bothnia). Estuar. Coast. Shelf Sci., 17: 169–179. 

NIXON S.W., 1981 — Remineralization and nutrient cycling in 

coastal marine ecosystems. W: Estuaries and nutrients (red. 

B.J. Nelson, L.E. Cronin): 111–138. Humana Press, Clifton. 

NIXON S.W., AMMERMAN J.W., ATKINSON L.P. i in., 1996 — 

The fate of nitrogen and phosphorus at the land-sea margin of 

the North Atlantic Ocean. Biogeochemistry, 35: 141–180. 

OLESEN M., LUNDSGAARD C., 1994 — Seasonal sedimentation 

of autochthonous material from euphotic zone a coastal 

system. Estuar. Coast. Shelf Sci., 41: 475–490. 

OVIATT C., DOERING P., NOWICKI B., REED L., COLE J., 

FRITHSEN J., 1995 — An ecosystem level experiment on 

nutrient limitation in temperate coastal marine environments. 

Mar. Ecol. Prog. Ser., 116: 171–179. 

344 


PÊCHERZEWSKI K., 1976 — Wstêpne wyniki badañ nad iloœci¹ 

Corg rozpuszczonego i cz¹steczkowego w wodach po³udniowego 

Ba³tyku. Zesz. Nauk. Wydz. BiNoZ UG, Oceanogr., 

4: 25–42. 

PEMPKOWIAK J., BE£DOWSKI J., PAZDRO K., STANI- 

SZEWSKI A., LEIPE T., EMEIS K., 2002 — The contribution 

of fine sediment fraction to the fluffy layer suspended 

matter (FLSM). Oceanologia, 44, 4: 513–527. 

PEMPKOWIAK J., CHIFFOLEAU J.F., STANISZEWSKI A., 

2000 — The vertical and horizontal distribution of selected 

trace metals in the Baltic Sea of Poland. Estuar. Coast. Shelf 

Sci., 51: 115–125. 

PITKÄNEN H., LEHTORANTA J., RÄIKE A., 2001 — Internal 

nutrient fluxes counteract decreases in external load: the case 

of the estuarial eastern Gulf of Finland, Baltic Sea. Ambio, 

30, 4–5: 195–201. 

POIKÄNE R., CARSTENSEN J., DAHLLÖF I., AIGARS J., 

2005 — Distribution patterns of particulate trace metals in 

the water column and nepheloid layer of the Gulf of Riga. 


PRYPUTNIEWICZ D., 2007 — Rola warstw granicznych w morzu 

w transformacji materii na przyk³adzie G³êbi Gdañskiej. 

Praca doktorska, UG, Gdañsk. 

PUSTELNIKOV O.S., 1977 — Geochemical features of suspended 

matter in connection with recent processes in 

the Baltic Sea. Ambio, 5: 157–162. 

REGSTAD M., HEISKANEN A.S., WASSMANN E., 1999 — 

Seasonal and spatial variation of suspended and sedimented 

nutrients (C, N, P) in the pelagic system of the Gulf of Riga. 

J. Mar. Syst., 23: 211–232. 

RHEINHEIMER G., 1987 — Mikrobiologia wód. Pañstw. Wyd. 

Rolnicze i Leœne, Warszawa. 

RÖNNER U., 1983 — Biological nitrogen transformation in 

marine ecosystems with emphasis on denitryfication. Ph.D. 

thesis. Göteborg University. 

RÖNNER U., 1985 — Nitrogen transformation in the Baltic 

Proper: denitrification counteracts eutrophication. Ambio, 

14: 134–138. 

RÖNNER U., SÖRENSSON F., 1985 — Denitrification rate in 

the low-oxygen waters of the stratified Baltic Proper. Appl. 

Environ. Microbiol., 50, 4: 801–806. 

SAHLSTEN E., SÖRENSSON F., 1986 — Kvaveomsattende 

processer. W: Eutrofieringslaget i Kattegatt (red. R. Rosenberg). 

National Swedish Environmental Protection Board, 

Report No. 3272: 75–82. Solna, Sweden. 

SAVCHUK O., 2005 — Resolving the Baltic Sea into seven 

subbasins: N and P budgets for 1991–1999. J. Mar. Syst., 56: 

1–15.

SCHIEWER U., 2008 — Ecology of Baltic coastal water. Springer 

Verlag. 

SEITZINGER S.P., 1988 — Denitrification in freshwater and 

coastal marine environment: ecological and geochemical 

significance. Limnol. Oceanogr., 33: 702–724. 

SHAFFER G., RÖNNER U., 1984 — Denitrification in the Baltic 

Proper deep water. Deep-Sea Res., 31: 197–220. 

SHOLKOWITZ E., 1976 — Flocculation of dissolved organic 

and inorganic matter during the mixing of river water and seawater. 


SILVENNOINEN A., HIETANEN S., LIIKANEN A. i in., 

2007 — Denitrification in the river estuaries of the Northern 

Baltic Sea. Ambio, 36, 2: 134–140. 

SLOMP C.P., EPPING E.H.G., van RAAPHORST W., 1996 — 

A key role for iron-bound phosphorus in autigenic apatie 

formation in North Atlantic continental platform sediments. 

J. Mar. Res., 54: 1179–1205. 

SOKO£OWSKI A., WO£OWICZ M., HUMMEL H., 2001 — 

Distribution of dissolved and labile particulate trace metals 

in the overlying bottom water in the Vistula River plume 

(southern Baltic Sea). Mar. Pollut. Bull., 42, 10: 967–980. 

STOCKENBERG A., 1998 — The role of sediments in nitrogen 

cycling in the larger Baltic Sea. Ph.D. thesis. Dept. of Microbiology 

and Dept. of Zoology, Stockholm University. 

STOCKENBERG A., JOHNSTONE R.W., 1997 — Benthic denitrification 

in the Gulf of Bothnia. Estuar. Coast. Shelf Sci., 

45: 835–843. 

STRUCK U., POLLEHNE F., BAUERFEIND E., v. BODUN- 

GEN B., 2004 — Sources of nitrogen for the vertical particle 

flux in the Gotland Sea (Baltic Proper) – results from sediment 

trap studies. J. Mar. Syst., 45: 91–101. 

Literatura 



York–Oxford–Paris–Shannon–Tokyo. 

TAMELANDER T., HEISKANEN A.S., 2004 — Effects of 

spring bloom phytoplankton dynamics and hydrography on 

the composition of settling material in the coastal northern 


TRZOSIÑSKA A., 1990 — Zwi¹zki azotu i fosforu. W: Zatoka 


TUOMINEN L., HEINÄNEN A., KUPARINEN J., NIEL- 

SEN L.P., 1998 — Spatial and temporal variability of denitrification 

in the sediments of the northern Baltic Proper. 

Marine Ecol. Prog. Series, 172: 13–24. 

TURNER A., MILLWARD G.E., 2002 — Suspended particles: 

their role in estuarine biogeochemical cycles. Estuar. Coast. 

Shelf Sci., 55: 857–883. 

WITEK Z., HUMBORG C., SAVCHUK O., GRELOWSKI A., 

£YSIAK-PASTUSZAK E., 2003 — Nitrogen and phosphorus 

budgets of the Gulf of Gdañsk (Baltic Sea). Estuar. Coast. 

Shelf Sci., 57: 239–248. 

WULFF F., STIGEBRANDT A., 1989 — A time-dependent budget 

model for nutrients in the Baltic Sea. Glob. Biogeochem. 

Cycle, 3: 63–78. 

YURKOVSKIS A., 2005 — Seasonal benthic nepheloid layer in 

the Gulf of Riga, Baltic Sea: sources, structure and geochemical 

interactions. Contin. Shelf Res., 25: 2182–2195. 

ZABEL M., HENSEN C., SCHLÜTER M., 2000 — Back to 

the ocean cycles: benthic fluxes and their distribution patterns. 

W: Marine geochemistry (red. H.D. Schulz, M. Zabel): 

373–394. Springer-Verlag, Berlin–Heidelberg.

Rozdzia³ 14 

WP£YW ZANIECZYSZCZEÑ NA ORGANIZMY 

BYTUJ¥CE W BA£TYKU 

Pierwiastki chemiczne s¹ wszechobecne, niedegradowalne, 

tym samym trwa³e w ekosystemach l¹dowych 

i wodnych, stwarzaj¹ wiêc okreœlone zagro¿enie dla ¿ywych 

zasobów œrodowiskowych. Do pierwiastków nieodzownych 

fizjologicznie, a wiêc niezbêdnych do prawid³owego 

funkcjonowania organizmu, nale¿¹: Ti, V, Cr, 

Mn, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, As, Mo, Sn i Sb, podczas gdy 

pierwiastkami zbêdnymi fizjologicznie s¹ Pd, Ag, Cd, Pt, 

Hg i Pb (Luoma, Rainbow, 2008). 

Toksycznoœæ pierwiastków œladowych zale¿y m.in. od 

ich rodzaju, stê¿enia oraz formy chemicznej, w jakiej wystêpuj¹ 

w œrodowisku naturalnym. Toksycznoœæ zmienia 

siê w nastêpuj¹cej kolejnoœci (Luoma, Rainbow, 2008): 

Hg>Ag>Cu>Cd>Zn>Ni>Pb>Cr>Sn 

Z powy¿szego zapisu wynika, ¿e pierwiastki œladowe 

nieodzowne fizjologicznie (np. Cu, Zn) mog¹ w okreœlonych 

warunkach wykazywaæ wiêksz¹ toksycznoœæ ni¿ 

pierwiastki zbêdne fizjologicznie (np. Pb). 

Zawartoœæ pierwiastków toksycznych w organizmach 

morskich zale¿y m.in. od ich zawartoœci w otaczaj¹cym 

œrodowisku, tj. osadach dennych, zawiesinie czy wodzie 

morskiej. 

W przypadku organizmów zoobentosowych, tj. przedstawicieli 

fauny bytuj¹cych w powierzchniowej warstwie 

dna morskiego, drobne cz¹stki (

– zredukowanej, w stosunku do pierwiastków zwi¹zanych 

z hydroksytlenkami Fe i Mn (NH2OH x HCl), 

– utlenionej, w stosunku do pierwiastków zwi¹zanych 

z materi¹ organiczn¹ lub/i siarczkami (HNO3, 

H2O2, NH4OAc), 

– pozosta³ej, w stosunku do pierwiastków zwi¹zanych 

w siatce krystalograficznej minera³ów (HClO4 iHF 

w stosunku objêtoœciowym 1:5). 

Wyniki analizy sekwencyjnej próbek osadów dennych 

Zatoki Gdañskiej przedstawiono w pracy Belzunce-Segarra 

i innych (2007). 

Wspó³czynnik koncentracji (CF). W zoobentosie 

morskim g³ównym Ÿród³em pierwiastków chemicznych 

s¹ ich formy pochodzenia osadowego lub zawiesinowego. 

W przypadku tzw. mu³o¿erców (np. Mya arenaria, 

skorupiaki) pierwiastki s¹ g³ównie pobierane z cz¹stek 

osadów powierzchniowych, podczas gdy „filtratory” 

(np. Mytilus trossulus) przyswajaj¹ metale g³ównie z zawiesiny 

przydennej. Z kolei miêczaki nale¿¹ce do fakultatywnych 

osado¿erców (np. Macoma baltica) ¿ywi¹ siê 

zarówno cz¹stkami pochodzenia osadowego, jak i zawiesinowego. 

Najlepiej bioprzyswajaln¹ grup¹ mikro- i makroelementów 

wystêpuj¹cych w warstwie powierzchniowej 

osadów jest tzw. frakcja labilna. W celu okreœlenia 

wzajemnych proporcji iloœciowych, w jakich wystêpuje 

dany pierwiastek w zoobentosie, jak i labilnej frakcji 

materia³u osadowego lub zawiesinowego, oblicza siê 

wspó³czynniki koncentracji (CF – concentration factor) 

w przeliczeniu na jego mokr¹ masê (Szefer, 1991; Szefer, 

Szefer, 1991): 

gdzie: 

CF C 

� 

C 

Cx – zawartoœæ pierwiastka w mokrej masie organizmu 

[�g/g m.m], 

Cs – œrednia zawartoœæ pierwiastka w otaczaj¹cym œrodowisku 

(labilna frakcja osadowa). 

Wartoœæ CF �1 wskazuje na równowagê, jaka istnieje 

miêdzy zawartoœci¹ danego pierwiastka w œrodowisku 

i w organizmie, natomiast CF >1 œwiadczy o jego nagromadzaniu 

w materiale biologicznym, który to proces 

mo¿e byæ wynikiem oddzia³ywania czynników zarówno 

abiotycznych, jak i biotycznych. Wartoœci CF oszacowane 

dla zoobentosu po³udniowego Ba³tyku poda³ 

x 

s 

Wp³yw zanieczyszczeñ na organizmy bytuj¹ce w Ba³tyku 

Szefer w monografii z 2002 r. Przyk³adowo, w przypadku 

Saduria entomon z po³udniowego Ba³tyku, wspó³czynniki 

CF osi¹ga³y najwy¿sze wartoœci dla Cu i Ag, a najni¿sze 

dla Ni. Z kolei tkanka miêkka miêczaka Macoma baltica 

odznacza siê najwiêkszym powinowactwem do Cu i Zn, 

a najmniejszym do Ni, Fe i Co (Góral i in., 2009; Hendo¿ko 

i in., 2010). 

Wyniki analizy czynnikowej wskazuj¹ na istotny wp³yw 

stopnia uziarnienia osadów dennych jako substratu na 

stopieñ bioprzyswajalnoœci badanych pierwiastków metalicznych. 

Osobniki S. entomon zamieszkuj¹ce osady 

muliste charakteryzowa³y siê wiêksz¹ zawartoœci¹ w porównaniu 

do tych wystêpuj¹cych na obszarach dna piaszczystego. 

Pierwiastkami ró¿nicuj¹cymi w aspekcie granulometrycznym 

czynnikowe rozmieszczenie próbek mulistych 

i piaszczystych by³y odpowiednio Zn, Fe, Cu i Pb 

oraz Mn i Cr (Góral i in., 2009). 

Wykazano równie¿ w œwietle wyników analizy czynnikowej, 

¿e labilna (1 M HCl) frakcja osadów dennych 

jest istotnym Ÿród³em w tkance miêkkiej M. baltica takich 

metali jak Cd, Zn, Fe i w pewnym stopniu Cu w Zatoce 

Gdañskiej oraz Ni, Co i Mn w wodach otwartych 

po³udniowego Ba³tyku. Jednak¿e nie mo¿na wykluczyæ 

innego, jakkolwiek znacznie mniej istotnego Ÿród³a metali, 

jakim jest zawiesina przydenna, bowiem M. baltica 

jest fakultatywnym mu³o¿erc¹ (Hendo¿ko i in., 2010). 

Wspó³czynnik biomagnifikacji (BMF). Jak wykazano 

poprzednio, pokarm, jakim ¿ywi¹ siê organizmy 

morskie, mo¿e byæ istotnym Ÿród³em pierwiastków œladowych 

w ich tkankach. Taka sytuacja ma miejsce wówczas, 

kiedy zanieczyszczenia metaliczne ulegaj¹ przyswajaniu 

z po¿ywienia, a nastêpnie nagromadzaniu przez 

d³u¿szy czas w tkankach drapie¿cy. Z tego wzglêdu znajomoœæ 

zawartoœci poszczególnych pierwiastków na kolejnych 

poziomach piramidy troficznej umo¿liwia ocenê 

stopnia ich biomagnifikacji i przenoszenia wzd³u¿ kolejnych 

ogniw ³añcucha pokarmowego. Iloœciow¹ miar¹ tego 

procesu nagromadzania metali jest wspó³czynnik BMF wg 

wzoru (Szefer, 1991): 

BMF Cc 

� 

Cp 

gdzie symbole Cc iCp oznaczaj¹ odpowiednio zawartoœæ 

danego pierwiastka (�g/g) w organizmie stanowi¹cym 

wy¿szy poziom troficzny, tzn. drapie¿cy, oraz 

ni¿szy poziom troficzny, tj. ofierze. Wartoœæ BMF �1 

wskazuje na brak nagromadzania danego pierwiastka 

347

w drapie¿cy w stosunku do jego ofiary, podczas gdy 

BMF >1 œwiadczy o jego biomagnifikacji w odniesieniu 

do ni¿szych poziomów troficznych. 

Na przyk³adzie relacji troficznej kormoran czarny–ryby 

wykazano, ¿e w ekosystemie Zalewu Wiœlanego nastêpuje 

nagromadzenie rtêci w ca³ej masie tego gatunku 

ptaka w odniesieniu do jego pokarmu, tj. ró¿nych gatunków 

ryb (Misztal-Szkudliñska i in., 2011). 

Nale¿y tu podkreœliæ, ¿e ³atwo bioprzyswajalne formy 

rtêci w labilnej frakcji osadowej mog¹ ulegaæ bioakumulacji, 

np. w czêœciach miêkkich zoobentosu morskiego, które 

z kolei po¿erane przez drapie¿ców zajmuj¹cych wy¿sze 

piêtra piramidy troficznej, np. ryby bentoso¿erne (fl¹dra, 

dorsz), prowadz¹ do nagromadzania siê rtêci w ich tkankach, 

osi¹gaj¹cej maksymalne poziomy w organizmie 

cz³owieka stoj¹cego na szczycie piramidy. 

Z tego wzglêdu procesy nagromadzania siê pierwiastków 

toksycznych wzd³u¿ kolejnych ogniw morskiego 

³añcucha pokarmowego mog¹ stwarzaæ powa¿ne zagro- 

¿enie zdrowotne dla cz³owieka, zwa¿ywszy na mo¿liwoœæ 

ska¿enia morskich zasobów jadalnych poprzez zde- 

Literatura 

BELZUNCE-SEGARRA M.J., SZEFER P., WILSON M.J., 

BACON J., BOLALEK J., 2007 — Chemical forms and 

distribution of heavy metals in core sediments in the Gdañsk 

Basin, Baltic Sea. Polish J. Environ. Stud., 16: 505–515. 

BRYAN G.W., LANGSTON W.J., 1992 — Bioavailability, 

accumulation and effects of heavy metals in sediments with 

special reference to United Kingdom estuaries: A review. 

Environ. Pollut., 76: 89–131. 

BRYAN G.W., LANGSTON W.J., HUMMERSTONE L.G., 

BURT G.R., 1985 — A guide to the assessment of heavy 

metal contamination in estuaries using biological indicators. 

Mar. Biol. Assoc. U.K., Occasional Publication (the Laboratory, 

Citadel Hill, Plymouth, Devon, England) No. 4. 

GÓRAL M., SZEFER P., CIESIELSKI T., WARZOCHA J., 

2009 — Distribution and relationships of trace metals in 

the isopod (Saduria entomon) and adjacent bottom sediments 

in the southern Baltic. J. Environ. Monit., 11: 1875–1882. 

HENDO¯KO E., SZEFER P., WARZOCHA J., 2010 — Heavy 

metals in Macoma balthica and extractable metals in sedi- 

348 

Wp³yw zanieczyszczeñ na organizmy bytuj¹ce w Ba³tyku 

ponowane w osadach dennych zanieczyszczenia metaliczne. 

Cz¹stki materia³u osadowego stanowi¹ podstawowe 

Ÿród³o pokarmowe dla wielu organizmów zoobentosowych, 

albo bezpoœrednio spo¿ywanych przez cz³owieka 

jako owoce morza (miêczaki, skorupiaki), albo stanowi¹cych 

pokarm organizmów reprezentowanych przez 

wy¿sze poziomy troficzne (np. jadalne ryby). Tym sposobem 

konsument mo¿e byæ nara¿ony bezpoœrednio na 

obecne w spo¿ywanych owocach morza metale toksyczne 

pochodzenia osadowego, b¹dŸ te¿ poœrednio – przez 

konsumpcjê przedstawicieli dalszych ogniw ³añcucha pokarmowego, 

np. ryb bentoso¿ernych, czêsto zawieraj¹cych 

zwielokrotnione poziomy danego pierwiastka (Hg) w stosunku 

do obserwowanych w ni¿szych organizmach, tj. 

ich ofierze (miêczaki, skorupiaki) (Kwoczek i in., 2006). 

Z tego wzglêdu poznanie zawartoœci danego pierwiastka 

w labilnej frakcji osadowej umo¿liwia oszacowanie stopnia 

jego biodostêpnoœci w tkankach badanych przedstawicieli 

fauny dennej, co jest szczególnie istotne w przypadku 

oceny ekotoksykologicznej jadalnych zasobów 

morskich. 

ments from the southern Baltic Sea. Ecotoxicol. Environ. 

Saf., 73: 152–163. 

KWOCZEK M., SZEFER P., HAÆ E., GREMBECKA M., 2006 

— Essential and toxic elements in seafood available in Poland 

from different geographical regions. J. Agric. Food 

Chem., 54: 3015–3024. 

LUOMA S.N., BRYAN G.W., 1981 — A statistical assessment of 

the form of trace metals in oxidized estuarine sediments employing 

chemical extractants. Sci. Tot. Environ., 17: 165–196. 

LUOMA S.N., RAINBOW P.S., 2008 — Metal contamination 

in aquatic environments – Science and lateral management. 

Cambridge University Press, Cambridge. 

MISZTAL-SZKUDLIÑSKA M., SZEFER P., KONIECZKA P., 

NAMIEŒNIK J., 2011 — Biomagnification of mercury in 

trophic relation of Great Cormorant (Phalacrocorax carbo) 

and fish in the Vistula Lagoon, Poland. Environ. Monit. 

Asses, 176, 1/4: 439–449. 

SZEFER P., 1991 — Interphase and trophic relationships of metals 

in southern Baltic ecosystem. Sci. Tot. Environ., 101: 

201–215.


the Baltic Sea ecosystem. Elsevier Science B.V., Amsterdam. 

SZEFER P., SZEFER K., 1990 — Metals in molluscs and associated 

bottom sediments of the southern Baltic. Helgol. Meeres., 

44: 411–424. 

SZEFER P., SZEFER K., 1991 — Concentration and discrimination 

factors for Cd, Pb, Zn and Cu in benthos of Puck Bay, 

Baltic Sea. Sci. Tot. Environ., 105: 127–133. 

Literatura 

SZEFER P., GLASBY G.P., PEMPKOWIAK J., KALI- 

SZAN R., 1995 — Extraction studies of heavy-metal pollutants 

in surficial sediments from the southern Baltic Sea of 

Poland. Chem. Geol., 120: 111–126. 

TESSIER A., CAMBELL P.G.C., BISSON M., 1979 — Sequential 

extraction procedure for the speciation of particulate trace 

metals. Anal. Chem., 51, 7: 844–851.

Postêp technologiczny, jaki poczyni³a ludzkoœæ, umo¿liwi³ 

rozwój wielu nauk przyrodniczych, w tym tak¿e 

geochemii morskiej. Jest to w pewnym zakresie dziedzina 

wyj¹tkowa, poniewa¿ ³¹czy w sobie wiele dyscyplin 

nauki: geologiê, chemiê, biologiê, mineralogiê i oceanografiê. 

Geochemia osadów morskich stawia sobie za zadanie 

poznanie nie tylko sk³adu chemicznego osadów 

dennych, ale d¹¿y przede wszystkim do wyjaœnienia 

wzajemnych relacji pomiêdzy ró¿nymi czêœciami sk³adowymi 

œrodowiska morskiego: wodami, osadami, organizmami 

bytuj¹cymi na dnie, a tak¿e klimatem i jego 

wp³ywem na procesy zachodz¹ce w osadach dennych. 

Wspó³czesna wiedza w tym zakresie jest bardzo szeroka, 

ale wci¹¿ zawiera wiele luk. Czêsto nie potrafimy zrozumieæ 

przyczyn zmian otaczaj¹cego nas œrodowiska, którego 

ewolucjê nieustannie zak³ócamy, nie tylko w skali lokalnej, 

ale i globalnej. Jednak dla oceny tego, co ju¿ znane, 

warto dokonaæ przegl¹du i uporz¹dkowania dostêpnych 

informacji. Próbê tak¹ podjêto w niniejszej monografii 

w odniesieniu do Morza Ba³tyckiego. 

Zlewniê tego m³odego z geologicznego punktu widzenia 

morza zamieszkuje 85 milionów mieszkañców. Jest 

to akwen podatny na degradacjê, co wi¹¿e siê miêdzy innymi 

z uwarstwieniem wód i ich ograniczon¹ wymian¹ 

z oceanem oraz niewielk¹ powierzchni¹ Ba³tyku w stosunku 

do powierzchni jego zlewni. Ba³tyk jest przyk³adem 

morza poddawanego silnej antropopresji, co w ostatnich 

kilku dekadach przyczyni³o siê do eutrofizacji i zanieczyszczenia 

tego morza ró¿nego rodzaju substancjami 

toksycznymi. W osadach dennych zachodzi akumulacja 

350 

Rozdzia³ 15 

KILKA UWAG KOÑCOWYCH 

wielu substancji chemicznych, jednak w okreœlonych 

warunkach mo¿e nast¹piæ remobilizacja zanieczyszczeñ 

z osadów do toni wodnej. Zmiany warunków tlenowych 

i warunków redoks sprawiaj¹, ¿e zwiêksza siê powierzchnia 

dna Ba³tyku objêta deficytem tlenowym, co mo¿e spowodowaæ 

uwolnienie sk³adników szkodliwych do œrodowiska 

oraz w³¹czenie ich w ³añcuch pokarmowy. Wa¿ne 

jest zatem prowadzenie badañ pozwalaj¹cych okreœliæ 

wielkoœci ³adunków substancji toksycznych, jakie mog¹ 

uwolniæ siê z osadów do wody. Istotna jest tak¿e ocena 

ich oddzia³ywania na biocenozê. 

Najwa¿niejsze grupy substancji dop³ywaj¹cych do Morza 

Ba³tyckiego to sole od¿ywcze, metale, radionuklidy 

oraz trwa³e zanieczyszczenia organiczne. Rozwój wysublimowanych 

technik pomiarowych umo¿liwia oznaczenie 

stê¿eñ ró¿nego typu substancji chemicznych na poziomie 

ng/kg czy pg/kg. Daje to szerokie pole do dzia³añ 

w zakresie badañ geochemicznych. Techniki te stosowane 

s¹ miêdzy innymi do badañ zawartoœci dioksyn czy 

pozosta³oœci farmaceutyków. Jest to niezwykle szeroka 

gama substancji chemicznych trudno rozk³adaj¹cych siê 

w œrodowisku, ulegaj¹cych bioakumulacji i biomagnifikacji. 

Badania wystêpowania pozosta³oœci œrodków farmaceutycznych 

w Ba³tyku s¹ ju¿ prowadzone. W œwietle 

powszechnego stosowania tych œrodków i ich potencjalnie 

silnego oddzia³ywania na organizmy wodne badania 

takie wydaj¹ siê byæ kolejnym priorytetowym kierunkiem 

dzia³añ. 

W skali ca³ego Ba³tyku sk³ad chemiczny osadów i wód 

porowych oraz ich regionalne zró¿nicowanie zale¿y od

klimatu, re¿imu hydrologicznego, Ÿróde³, wielkoœci i rodzaju 

substancji dop³ywaj¹cych z zewn¹trz. Do biotycznych 

i abiotycznych czynników w morzu maj¹cych wp³yw 

na sk³ad osadów zalicza siê te¿ wielkoœæ produkcji pierwotnej, 

g³êbokoœæ, wystêpowanie stratyfikacji gêstoœciowej 

wód oraz hydrodynamikê wód. W niektórych rejonach 

Morza Ba³tyckiego sk³ad chemiczny wód porowych 

ulega modyfikacjom pod wp³ywem drena¿u wód podziemnych 

oraz substancji geogenicznych, m.in. wêglowodorów. 

Wa¿n¹ rolê w kr¹¿eniu substancji na granicy 

wody i osadów odgrywaj¹ równie¿ organizmy zamieszkuj¹ce 

tê strefê. 

W obecnej sytuacji szczególnego znaczenia nabiera 

monitoring geochemiczny osadów dennych. Monitoring 

taki zaleca m.in. Ramowa Dyrektywa Wodna. Za g³ówne 

cele w RDW postawiono ochronê i poprawê warunków, 

a gdy to niemo¿liwe – utrzymanie obecnego stanu ekosystemów 

wodnych, propagowanie zrównowa¿onego korzystania 

z wody opartego na d³ugoterminowej ochronie dostêpnych 

zasobów wodnych oraz podejmowanie przedsiêwziêæ 

maj¹cych na celu poprawê stanu ekologicznego 

œrodowiska wodnego. Wed³ug zapisów RDW przedsiêwziêcia 

te powinny prowadziæ do ograniczania emisji 

substancji szczególnie niebezpiecznych dla œrodowiska 

morskiego. Podczas planowania dzia³añ maj¹cych na celu 

poprawê jakoœci wód morskich, prócz Ÿróde³ zewnêtrznych, 

nale¿y wzi¹æ pod uwagê równie¿ osady jako potencjalne, 

wtórne Ÿród³o zanieczyszczeñ. Ograniczenia zastosowane 

na l¹dzie mog¹ siê bowiem okazaæ niewystarczaj¹ce 

dla osi¹gniêcia poprawy jakoœci wód, g³ównie 

z uwagi na uwalnianie z osadów dennych zanieczyszczeñ 

zakumulowanych w poprzednich latach. 

Na stan ekologiczny œrodowiska morskiego istotny 

wp³yw maj¹ zmiany klimatyczne i hydrologiczne. Zmniejszenie 

w ostatnich dekadach czêstotliwoœci i intensywnoœci 

wlewów wód z Morza Pó³nocnego powoduje niedobory 

tlenu w wodach przydennych. Wraz ze wzrostem temperatury 

wody zmienia siê tempo procesów biogeochemicznych 

decyduj¹cych o jakoœci wody. Eutrofizacja 

i wyd³u¿enie sezonu wegetacyjnego powoduj¹ zwiêkszenie 

produkcji pierwotnej, co z kolei prowadzi do wzrostu 

tempa mineralizacji i pog³êbienia deficytów tlenowych 

w wodach przydennych oraz zwi¹zanej z nimi produkcji 

siarkowodoru i remobilizacji substancji od¿ywczych (g³ównie 

fosforu) i niektórych metali z osadów dennych. Wiêkszej 

intensywnoœci opadów towarzyszy wzrost intensyw- 

Kilka uwag koñcowych 

noœci erozji i wielkoœci odp³ywu zanieczyszczeñ do morza. 

Jakoœæ osadów dennych ulega modyfikacjom równie¿ 

pod wp³ywem wywo³anych zmianami klimatu ekstremalnych 

zjawisk pogodowych i zwi¹zanych z nimi 

procesów, jak pr¹dy morskie i erozja dna. Podczas resuspensji 

osadów zachodzi uwalnianie zanieczyszczeñ z osadów 

do wód naddennych. Rozmieszczenie organizmów 

morskich jest tak¿e czêœciowo kontrolowane przez temperaturê. 

Wzrastaj¹ca temperatura wody mo¿e prowadziæ 

do zmian rozmieszczenia (przemieszczanie siê gatunków 

na pó³noc), a w skrajnych przypadkach do wyginiêcia 

niektórych gatunków, co z kolei wp³ywa na kr¹¿enie substancji 

w œrodowisku morskim. 

Dno Morza Ba³tyckiego jest te¿ miejscem licznych 

i bezpoœrednich ingerencji cz³owieka. Przez dno Ba³tyku 

przebiegaj¹ kable telekomunikacyjne i ruroci¹gi. W obrêbie 

dna prowadzone s¹ ró¿ne prace wydobywcze surowców 

naturalnych, a tak¿e po³owy ryb poprzez tra³owanie 

denne. W strefie brzegowej w wielu miejscach jest ono 

regularnie naruszane w trakcie prac zwi¹zanych z umacnianiem 

strefy brzegowej czy pog³êbianiem torów wodnych. 

Dno Ba³tyku jest równie¿ miejscem zrzutu ró¿nego 

rodzaju materia³u, przede wszystkim urobku czerpalnego 

z prac pog³êbiarek w portach. Jest tak¿e obszarem spoczynku 

bojowych œrodków truj¹cych zatopionych w okresie 

II wojny œwiatowej. Planowane jest ponadto wykorzystanie 

struktur geologicznych pod dnem Ba³tyku do sk³adowania 

CO2. W dobie globalnego ocieplenia szczególnie 

istotne wydaje siê zrozumienie charakteru migracji 

CO2 i jego zachowania w warstwach geologicznych, do 

których gaz ten bêdzie potencjalnie zat³aczany, tj. mechanizmów 

jego fizycznego i chemicznego uwiêzienia. 

Wszystkie te rodzaje dzia³alnoœci ludzkiej wp³ywaj¹ lub 

mog¹ wp³ywaæ w przysz³oœci na niestabilnoœæ osadów 

i mog¹ stanowiæ zagro¿enie bezpieczeñstwa ekologicznego. 

Wa¿nym pytaniem staje siê, czy potrafimy prawid³owo 

oceniæ oddzia³ywanie tego typu ingerencji na 

œrodowisko Ba³tyku? 

Wszystkie zarysowane powy¿ej problemy i pytania 

wa¿ne s¹ dla najbli¿szych pokoleñ, w skali dziesiêcioleci 

i stuleci. Wydaje siê, ¿e podjête dot¹d dzia³ania, m.in. 

w ramach zaleceñ Komisji Helsiñskiej, Miêdzynarodowej 

Rady Badañ Morza czy Unii Europejskiej (np. Ramowa 

Dyrektywa Wodna), sprawi³y, ¿e dop³yw zanieczyszczeñ 

do Morza Ba³tyckiego od lat osiemdziesi¹tych 

XX wieku ulega sta³ej redukcji. Proces ten œledzony jest 

351

nie tylko poprzez monitoring chemiczny wód morskich, 

ale rejestrowany jest te¿ w osadach dennych. Osady deponowane 

w ostatniej dekadzie ubieg³ego stulecia i w 

bie¿¹cym stuleciu zawieraj¹ znacznie mniej substancji 

szkodliwych, takich jak metale ciê¿kie czy trwa³e zanieczyszczenia 

organiczne (WWA, PCB), ni¿ osady deponowane 

w okresie od XIX w. do lat osiemdziesi¹tych 

XX w., co zosta³o wykazane w niniejszej publikacji. 

Nowe œwiat³o na procesy zachodz¹ce wspó³czeœnie 

w Morzu Ba³tyckim rzucaj¹ badania zmian œrodowiska, 

których zapis znajduje siê w starszych osadach. Szczególnie 

wa¿ne s¹ informacje o naturalnych okresach wystêpowania 

deficytu tlenu w wodach przydennych. W ci¹gu 

ostatnich 8000 lat stany takie pojawia³y siê kilkakrotnie 

z przyczyn najzupe³niej naturalnych. Wystêpowa³y wówczas 

w Ba³tyku naturalne zakwity planktonu, pojawia³y 

siê w wodach przydennych warunki beztlenowe, a nawet 

siarkowodór oraz powstawa³y osady laminowane, co do 

niedawna by³o przypisywane wy³¹cznie dzia³alnoœci cz³owieka. 

Oczywiœcie osady te nie zawieraj¹ tak wysokich 

koncentracji metali jak osady wspó³czesne, a tym bardziej 

innych zanieczyszczeñ antropogenicznych, niemniej 

Kilka uwag koñcowych 

dostarczaj¹ bardzo wa¿nych informacji o naturalnych oscylacjach 

klimatu i zmianach warunków ekologicznych 

w Ba³tyku. 

Otwarte pozostaje pytanie o dalsze losy Morza Ba³tyckiego 

w d³u¿szej perspektywie czasowej. Mo¿liwe s¹ 

dwie odpowiedzi. 

O ile globalne ocieplenie jest rzeczywiœcie wynikiem 

dzia³alnoœci cz³owieka i spowoduje trwa³e zmiany klimatyczne, 

to zanieczyszczone wspó³czesne osady ba³tyckie 

zostan¹ pogrzebane pod osadami póŸniejszymi o mniejszej 

zawartoœci substancji antropogenicznych i pozostan¹ 

warstw¹ przewodni¹, œwiadcz¹c¹ o niefrasobliwoœci i niepe³nej 

znajomoœci praw rz¹dz¹cych przyrod¹ przez ludzi 

XX wieku. Natomiast je¿eli wp³yw cz³owieka na naturalne 

cykliczne zmiany klimatyczne oka¿e siê nieistotny, 

nale¿y spodziewaæ siê w najbli¿szych stuleciach znacznego 

oziêbienia klimatu. Nast¹pi wówczas kolejne zlodowacenie, 

a l¹dolód, który powstanie w Skandynawii i rozprzestrzeni 

siê na po³udnie poprzez obszar Morza Ba³tyckiego, 

jak mia³o to miejsce kilkakrotnie w ci¹gu ostatnich 

kilkuset tysiêcy lat, zniszczy wszelkie œlady lekkomyœlnej 

i nieodpowiedzialnej dzia³alnoœci rodzaju ludzkiego.

SKOROWIDZ NAZW RZECZOWYCH 

Adamsyt 150–152 

Adsorbowalne zwi¹zki halogenoorganiczne (AOX) 96, 108 

Aerozole marygeniczne 85 

– miejskie 83 

– mineralne 90 

– terygeniczne 83 

AF patrz Wspó³czynnik antropogeniczny 

Ameryk 113 

Amoniak 197–199, 202, 204 

Antymon 113 

AOX patrz Adsorbowalne zwi¹zki halogenoorganiczne 

Arsen 36, 37, 40, 151, 153, 217, 220, 229, 235, 241, 252, 254, 

259 

Ascenzja wód 139, 145 

Azot 10, 47, 86–89, 94, 96, 97, 100, 101, 105, 106, 111–113, 125, 

173, 197–201, 204, 205, 320, 326, 334–339, 341, 342 

Azot organiczny w formie zawieszonej (PON) 331, 332, 334 

Ba³tycki basen artezyjski 139 

Ba³tyckie jezioro lodowe 70, 71, 75, 214, 215 

BaP patrz Benzo(a)piren 

Bar 39, 41, 45, 143, 145, 227, 233, 266 

Basen duñsko-polski 19 

Baza drena¿u systemu wodonoœnego 138 

BCF patrz Wspó³czynnik biokoncentracji 

Benzo(a)piren (BaP) 284–286, 288 

Beryl 36 

Bioakumulacja 47, 86, 92 

Biochemiczne zapotrzebowanie tlenu (BZT5/7) 96, 99, 108, 109 

Biomagnifikacja 47, 86, 92 

BMF patrz Wspó³czynnik biomagnifikacji 

Bojowe œrodki truj¹ce (BST) 146, 147, 149–155 

Broñ chemiczna (CW) 147, 149, 151 

Bruzda duñsko-polska 19, 20 

BSi patrz Krzemionka biogeniczna 

BST patrz Bojowe œrodki truj¹ce 

BZT5/7 patrz Biochemiczne zapotrzebowanie tlenu 

Ca³kowity wêgiel organiczny (TOC) 10, 23, 24, 31, 175–186, 

250, 251, 278, 286 

Cer 113 

CF patrz Wspó³czynnik koncentracji 

Chemiczne zapotrzebowanie tlenu (ChZT) 96, 108, 109 

Chlor 88 

Chlorki 87, 310, 315, 328 

Chloryt 79, 80 

Chrom 24, 36, 38, 41, 45, 218, 222, 229, 239, 243, 253, 254, 

262–272 

ChZT patrz Chemiczne zapotrzebowanie tlenu 

Clark 150–152 

CW patrz Broñ chemiczna 

Cynk 24, 25, 35, 36, 39, 41, 45, 90, 113, 217, 220, 225, 233, 

240, 244, 250, 251, 253–255, 262–272 

Czarnobylska elektrownia atomowa 116, 117, 305 

Czwartorzêdowe piêtro wodonoœne 141 

DC patrz Wspó³czynnik wzbogacania 

DDT 110, 279, 280 

Denitryfikacja 198, 199, 205, 339 

Depozycja atmosferyczna 51, 89 

– plutonu 298 

DIC patrz Rozpuszczony wêgiel nieorganiczny 

353

Dioksyny 46, 47, 51, 93, 275, 280–283 

DOC patrz Rozpuszczony wêgiel organiczny 

DOS patrz Rozpuszczone substancje organiczne 

Downwelling 186 

Dwutlenek wêgla (CO2) 175, 176, 320 

EF patrz Wspó³czynnik wzbogacenia 

Eutrofizacja 86 

Fale wewnêtrzne 64, 241 

Falowanie wiatrowe 64, 172 

Fosfor 10, 12, 24, 30, 46, 47, 88, 89, 96, 97, 102, 103, 105, 

106, 111, 113, 187–195, 197, 205, 263, 268, 326, 334–336, 

339, 341 

Fosfor ca³kowity w formie zawieszonej (TPP) 331–333 

Fosgen 150–152 

Furany 93, 283 

Gêstoœæ wody morskiej 62 

Gleby antropogeniczne 21 

– bielicowe 21 

– brunatne 21 

– darniowo-bielicowe 21 

– glejowe 21 

– inicjalne 21 

– torfowe 21 

Glin 23, 24, 27, 164, 192–194, 256–258, 264, 267 

G³ówny zbiornik wód podziemnych 141 

Haloklina 59, 61, 62 

Heksachlorobenzen (HCB) 92, 93, 110 

Illit 79, 80 

Illit-montmorylonit 80 

I³y ba³tyckie br¹zowe 73–78 

– – szare 73–78 

Iperyt 149–153 

Iterb (Yb) 263, 266, 268 

Jezioro ancylusowe 71, 72, 214 

Jod 113 

Jurajskie piêtro wodonoœne 140 

Kadm 24, 32, 36, 37, 40, 90–92, 113, 217, 222, 229, 235, 241, 

253, 260, 263–272 

Kaolinit 80 

Klimatyczny bilans wodny 58, 59 

354 

Skorowidz nazw rzeczowych 

Kobalt 36, 39, 41, 113, 227, 233, 234, 264, 265, 267, 270 

Kredowe piêtro wodonoœne 140 

Krzem 24, 28, 164, 205, 207, 326 

Krzemionka biogeniczna (BSi) 205–209, 331–334 

Kwarc 79, 80 

Lit 88 

£adunki zanieczyszczeñ 94–96 

Magnez 23, 24, 113, 263, 316 

Mangan 23, 36, 39, 45, 88, 113, 169, 171, 188, 263, 267, 268 

Megaripplemarki 78 

Metan 125, 129, 131–135, 316, 320, 322–324 

Metoda hydrograficzna 106 

– hydrologiczna 106 

– imisyjna 105, 106 

– radioo³owiu 210 Pb 294 

MiedŸ 24, 25, 33, 36, 38, 41, 45, 88, 90, 96, 113, 217, 218, 

222, 229, 239, 243, 252, 253, 254, 262, 272 

Mikstyty 78 

Minera³y autogeniczne 79, 80, 167, 187, 198 

– terygeniczne 80, 166, 266 

Morze litorynowe 71, 72, 75, 76, 215 

– mastogloia 75 

– politorynowe 71, 72, 75, 76, 215 

– yoldiowe 71, 72, 75, 214, 215 

Mu³y ba³tyckie oliwkowoszare 73–77 

Neogeñskie piêtro wodonoœne 141 

Neptun 113 

Niecka brze¿na 20 

Nikiel 24, 36, 38, 41, 45, 113, 227, 233, 234 

Nitryfikacja 198, 205 

Obni¿enie peryba³tyckie 17, 18 

Obni¿enie podlasko-brzeskie 17–19 

Ocena zrzutu ³adunków zanieczyszczeñ (PLC) 95, 104 

Odp³yw substancji biogenicznych 110 

– substancji organicznych 96, 107 

Ogólny wêgiel organiczny (OWO) 96, 108 

Okres atlantycki 74–76 

– borealny 74, 75 

– preborealny 75 

– subatlantycki 74 

– subborealny 74

O³ów 24, 25, 36, 38, 41, 45, 88, 90–92, 96, 98, 113, 217, 219, 

225, 233, 239, 244, 252–255, 262–272, 301 

Opad globalny 116 

– mokry 84, 85, 89, 90 

– suchy 84, 87, 92 

Organizmy ba³tyckie 299, 300, 302, 304 

– bentoniczne (bentosowe) 77, 78, 176, 185, 186, 196, 204 

– wskaŸnikowe 299 

OWO patrz Ogólny wêgiel organiczny 

Paleogeñskie piêtro wodonoœne 141 

PCB patrz Polichlorowane bifenyle 

Pestycydy chloroorganiczne 36, 39, 45, 46, 275, 279, 280 

PIC patrz Wêgiel nieorganiczny w formie zawieszonej 

Pierwiastki œladowe 214, 216, 218, 220, 222, 224, 228, 230, 

232, 234, 236, 238, 240, 242, 244, 246, 248, 250, 252, 254, 

256, 258, 260, 262, 264, 266, 268, 270, 272, 274 

Pierwiastki ziem rzadkich (REE) 266–268, 270 

Piknoklina 76, 77, 78, 241, 243, 244, 246–248, 333 

Platforma wschodnioeuropejska 17, 19, 66, 68–70 

– zachodnioeuropejska 17, 19, 66, 68–70 

PLC patrz Ocena zrzutu ³adunków zanieczyszczeñ 

POC patrz Wêgiel organiczny w formie zawieszonej 

Pola piaszczyste 79 

Polichlorowane bifenyle (PCB) 39, 45, 46, 51, 92, 93, 110, 

275–279 

PON patrz Azot organiczny w formie zawieszonej 

Potas 23, 24, 88, 113, 263, 264, 270, 317 

Pr¹dy baroklinowe 62, 63 

– barotropowe 62, 63 

Proces metanogenezy 316 

Profil kongenerów 282 

Prowincja swekokarelska 17, 66 

Przezroczystoœæ wód 62 

Radionuklidy cezu 113, 114, 116–118, 123, 292, 293, 299, 

300 

– plutonu 113–120, 122, 123, 297–299, 304–306 

– polonu 113, 114, 117–123, 293, 294, 300–302 

– radu 113–115, 122, 123 

– strontu 113, 114, 116–118, 123, 292, 293, 299, 300 

– uranu 113–115, 123, 294, 295, 302, 303 

Radon 113 

REE patrz Pierwiastki ziem rzadkich 

Ripplemarki 78, 246 

Rozpuszczona materia organiczna 116, 297 

Rozpuszczone substancje organiczne (DOS) 301 


Rozpuszczony wêgiel nieorganiczny (DIC) 175 

– – organiczny (DOC) 175, 326 

Równowaga promieniotwórcza 115, 295, 301 

Rtêæ 24, 25, 34, 36, 37, 40, 45, 91, 92, 113, 125, 218, 222, 

229, 239, 243, 253, 255, 262 

Sejsze 64 

Siarczany 87, 315, 316, 320, 335, 336, 341 

Siarkowodór 182, 204, 320–324, 335, 341 

Skalenie 79, 80, 317 

Ska¿enie wód 292, 293 

Solanki 139, 143 

Sód 24, 88, 113, 263, 316 

Sp³yw radionuklidów 116–120 

SPM patrz Zawiesina 

Srebro 36, 41, 113, 263–270 

Stabilne izotopy tlenu 138 

– wodoru 138 

Sta³a szybkoœæ sedymentacji R 294 

Strefa dna akumulacyjnego 173 

– – erozyjnego 173 

– – tranzytowego 173 

Strefa dyslokacyjna Kamienia Pomorskiego 134 

– – Koszalina 131 

– – KuŸnicy 129 

– – Trzebiatowa 132 

Strefy drena¿u 142 

Stront 39, 45, 143, 145, 227, 233, 234, 264, 266–268, 309 

Struktury biogeniczne 78 

– bioturbacyjne 77, 241, 247 

Struktura termohalinowa wód 61 

Substancje biogeniczne 47, 96, 110, 172 

– geogeniczne 125 

Sucha depozycja 83, 84 

System kr¹¿enia wód podziemnych 139 

Tabun 151, 152 

Tal 36, 37 

Tarcza ba³tycka 17, 66 

Teisseyre’a-Tornquista strefa uskokowa 19, 66 

Tellur 113 

Tempo denitryfikacji 339 

TEQ patrz Wspó³czynnik równowa¿nej toksycznoœci 

TF patrz Wspó³czynnik przenoszenia 

TOC patrz Ca³kowity wêgiel organiczny 

Tor 113 

TPP patrz Fosfor ca³kowity w formie zawieszonej 

355

Transport atmosferyczny 83, 87 

Trwa³e zanieczyszczenia organiczne (TZO) 36, 39, 45, 46, 51, 

92, 93, 108, 275–288 

Tryt 113 

Tytan 166, 167 

TZO patrz Trwa³e zanieczyszczenia organiczne 

Uk³ad hydrostrukturalny 139 

Upwelling 63, 64, 186, 327, 331, 341 

Uran 113–115 

Uziarnienie gleb 21 

Wa³y rewowe 79 

Wanad 38, 41, 143, 145, 227, 229, 233, 234 

Wapñ 23, 24, 88, 113, 171, 317 

Wêgiel nieorganiczny w formie zawieszonej (PIC) 175 

Wêgiel organiczny w formie zawieszonej (POC) 175, 

331–334 

Wêglowodory wg³êbne 126–137 

Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne (WWA) 36, 

39, 46, 93, 284–288 

Wodorowêglany 316–318 

Wody interstycjalne 79, 187, 194–197, 198, 202, 204, 206, 295, 

303, 306, 309–318, 320, 322, 334, 335, 339 

– lecznicze 139 

– naddenne (przydenne) 79, 86, 172, 176, 187, 194, 197, 

235, 241, 260, 292, 297, 298, 302, 303, 309, 310, 

316–318, 320, 328, 331, 334, 336, 339, 341 


– s³odkie (zwyk³e) 138, 140, 143 

– termalne 138, 143 

– zmineralizowane 138, 143 

Wspó³czynnik antropogeniczny (AF) 259–262, 272 

– biokoncentracji (BCF) 300, 302–304 

– biomagnifikacji (BMF) 347 

– koncentracji (CF) 347 

– przenoszenia (TF) 303 

– równowa¿nej toksycznoœci (TEQ) 282 

– wzbogacania (DC) 293, 297 

– wzbogacenia (EF) 256–263, 266, 268 

Wstêgi piaszczyste 79 

WWA patrz Wielopierœcieniowe wêglowodory aromatyczne 

Wymiana azotu 334, 337 

– fosforu 334–336 

Wyniesienie mazursko-bia³oruskie 17–19 

Zasolenie Ba³tyku 59–61, 63 

Zawiesina (SPM) 326–328, 330, 331 

Znormalizowane wartoœci pierwiastków œladowych 143–145, 

252–255 

�ród³o plutonu 298 

– polonu 301 

– radiocezu 293 

¯elazo 23, 24, 29, 36, 39, 45, 88, 89, 113, 167, 188, 257, 260, 

263, 264, 335

Tekst opracowania

You also want an ePaper? Increase the reach of your titles

Delete template?

Save as template?