Położenie fizycznogeograficzne

Basen Morza Bałtyckiego stanowi śródkontynentalną odnogę Oceanu Atlantyckiego wciśniętą w północno-wschodnią Europę i sięgającą nieomal pod północne koło podbiegunowe. Morze jest osłonięte od północnego zachodu Półwyspom Skandynawskim, ale otwarte w części południowej, gdzie zaznaczają się wpływy ocea­niczne zarówno pod względem hydrograficznym, poprzez bezpo­średnie połączenie z wodami Morza Północnego, jak i klimatycz­nym. Atlantyckie masy powietrza łatwo przemieszczają się z za­chodu na wschód nad obszarem nizinnym środkowej Europy oraz południowej, części Półwyspu Skandynawskiego. Szerokie i rów­ninne jest również przejście z Bałtyku w kierunku Niżu Wschod­nioeuropejskiego. Góry Skandynawskie stanowią jednak barierę klimatyczną dla Bałtyku od strony północno-zachodniej, natomiast wpływy klimatyczne od strony północno-wschodniej, z rejonu Mo­rza Barentsa, są znaczne, zwłaszcza zimą.

Morze Bałtyckie rozciąga się południkowe prawie w prostej linii na przestrzeni ok. 1300 km, licząc od Gdańska (54°20'N), na południu, aż do rejonów subpolarnych, prawie na 66°N, nad Za­toką Botnicką (Haparanda, znana szwedzka stacja meteorologicz­na, położona jest na 65°46'N w pobliżu portu fińskiego Kemi).

Rozciągłość równoleżnikowa basenu bałtyckiego wynosi ok. 700 km na odcinku od Półwyspu Jutlandzkiego (9°30'E) po wschodni akwen Bałtyku Południowego w okolicach Kłajpedy (21°10'E). Zatoka Fińska (30°30^/E), wydłużona w kierunku wschod­nim sięga jeszcze dalej.Linia żeglugowa, począwszy od Cieśnin Duńskich pod Skagen, ciągnie się na długości ok. 1700 km poprzez cały Bałtyk do portu Lulea czy Kemi nad Botnikiem Północnym.

Basen bałtycki w północnej części zajmuje obniżenie w kry­stalicznej tarczy fennoskandzkiej, której fundament zanurza się ła­godnie pod płytę wschodnioeuropejską, począwszy od Zatoki Fiń­skiej i południowej części Zatoki Botnickiej. Na skłonie tarczy bałtyckiej znajdują się wyniesienia i depresje, będące współczes­nymi głębiami bałtyckimi. Południową część basenu bałtyckiego pokrywają utwory osadowe różnego wieku, ^ormy rzeźby wy" brzeży i współczesne procesy zachodzące w "strefie przybrzeżnej są odbiciem nie tylko aktualnie działających sił hydrodynamicz­nych, lecz też predyspozycji dyktowanej budową i przeszłością geologiczną.

Podnoszenie się Fennoskandii po ustąpieniu lodowca, a zatem w konsekwencji ciągłe spłycanie dna morskiego, przyczynia się do powstania pewnych trudności nawigacyjnych w rejonie wybrzeży północnobałtyckich, chociaż ruch rumowiska w pasie przybrzeż­nym, przeważnie tutaj szkierowym, jest znikomy. Odwrotnie przed­stawia się ruch izostatyczny na .obszarze Bałtyku Południowego, gdzie panuje ogólna tendencja do obniżania się^dna morskiego, ale pomimo tego ma miejsce zapiaszczanie portów i ujść rzecznych i zagadnienie to należy do głównej problematyki gospodarki mor­skiej. Wybrzeża zbudowane są z utworów pochodzenia plejstoceń-skiego — łatwo rozmywalnych i następnie transportowanych.

Morze Bałtyckie położone jest w strefie klimatu umiarkowane­go przejściowego ograniczonej przez strefy: klimatu umiarkowa­nego morskiego i klimatu umiarkowanego kontynentalnego. Klimat umiarkowany przejściowy odznacza się tu zmiennymi stanami po­gody, dużą wilgotnością, co rzutuje na całokształt reżimu hydro­logicznego (przewaga opadów atmosferycznych i dopływu wód rzecznych nad parowaniem i dopływem wód oceanicznych) i po­zwala podkreślić łagodny charakter klimatu bałtyckiego. Niestety nieduża głębokość morza (średnia 56 m), wąsk?<s, wydłużone nie­pomiernie akweny potwierdzają jego wewnątrzkontynentalne po­łożenie bez znamion oceanicznego basenu, bez znacznego pulsu przypływów i odpływów. Mała objętość masy wodnej pozwala na łatwiejsze wprowadzenie jej w ruch na skutek wiatru, ale oddziaływanie bałtyckiego klimatu na dalsze zaplecze lądowe, na­wet w warunkach nizinnego wybrzeża, jest raczej słabe i ograniczone.

Charakterystyczne cechy wód bałtyckich

Wody Morza Bałtyckiego są w oceanografii często podawane jako przykład wód słonawych, wytworzonych w wyniku utrudnio­nego połączenia z otwartymi wodami oceanicznymi o dużym (ok. 35%o) i wyrównanym zasoleniu, oraz przeciwstawiane są wo­dom Morza Śródziemnego. Modra barwa ciepłych, słonych i bar­dzo przezroczystych wód śródziemnomorskich, w których zasięg strefy euf etyczne j dochodzi do głębokości ponad 100 m, rzeczy­wiście odbiega od zielonych, słonawych, chłodnych wód bałtyckich, obfitujących w fito- i zooplankton oraz różną zawiesinę, co osłabia zupełnie przenikanie światła słonecznego, dochodzącego najwyżej do głębokości ok. 20 m.

Wąskie gardło Cieśnin Duńskich, niezmiernie spłycone, stanowi obszar przejściowy pomiędzy wodami oceanicznymi a bałtyckimi o bardzo zmiennych stosunkach hydrologicznych w zależności od sytuacji synoptycznej. Nad tymi płytkimi i wydłużonymi proga­mi podwodnymi w Sundzie (głęb. 8 m) i Wielkim Bełcie (głęb. 15— —16 m), które leżą na tzw. w oceanografii głębokości siodłowej, Odbywa się wymiana wód z basenu bałtyckiego o pojemności ok. 21 500 km³ z wodami oceanicznymi. W czasie ciszy atmosferycznej, w idealnie spokojnych warunkach, z wyżej położonego zwierciadła wody bałtyckiej płynie powierzchniowo przez cieśniny prąd wody bałtyckiej ku Morzu Północnemu, dołem natomiast sączy się stru­ga wody oceanicznej ku Bałtykowi — na zasadzie ruchu wód spo­wodowanego różną ich gęstością, ale o objętości przepływu kilka-kroć mniejszej w stosunku do prądu wód bałtyckich. Utrzymywa­nie się takiego stanu rzeczy przez dłuższy czas doprowadziłoby w Bałtyku do stagnacji, zaniku tlenu w warstwach głębinowych i przydennych, bowiem wlewy wód oceanicznych nie tylko zwię­kszają zasolenie, ale zasilają warstwy wgłębne Bałtyku w życio­dajny tlen.

Woda oceaniczna podpływa w rejon Cieśnin Duńskich pod Skagen jako woda o nieco już słabszym zasoleniu (przeciętnie w war­stwie powierzchniowej 29,6%o, natomiast w rejonie Gibraltaru woda napływająca z Atlantyku odznacza się zwiększoną słonością w tej części oceanu, przeciętnie 36,2%o. Z Morza Bałtyckiego woda. wypływa przez północne „wyloty" — Sund i Wielki Bełt o zaso­leniu przeciętnie 14—16%o, zatem jest ona wymieszana z wodamy cieśnin, bowiem już przed wejściem w cieśniny, na progach połud­niowych Gedser i Drogden, podnosi swoje zasolenie z 8%o do 10,5°/oo.

Zupełnie inaczej zmieniają się charakterystyczne wskaźniki dla wody śródziemnomorskiej, gdzie napływ górą wody atlantyckiej (S = 36,2°/oo) nie natrafia na żadne trudności, bowiem w samej" Cieśninie Gibraltarskiej obniżenie dna schodzi do głębokości aż 1181 m, a najmniejsza szerokość cieśniny wynosi 15,2 km. Próg na grzbiecie podwodnym, który znajduje się ok. 60 km na zachód • od Gibraltaru i spłyca się do głębokości 320—400 m, w niczym nie hamuje wlewu wód atlantyckich do Morza Śródziemnego. Płyną one prądem powierzchniowym o grubości warstwy wody od 100 do 150 m. Dzięki wyniesieniom dna obrzeżającym od zachodu Cieśninę Gibraltarską ciepłe wody głębinowe Morza Śródziemne­go (o stałej temperaturze ok. 13°C aż do dna) nie kontaktują się jednak z głębinowymi, zimnymi wodami Atlantyku (na głęb. 2000 m od 3 do 4°C). Woda z Morza Śródziemnego wypływa do Atlantyku prądem przydennym o zasoleniu od 38,2 do 38,4%o.

Z powyższych porównań wynika, iż Morze Bałtyckie stanowi obszar rozcieńczania słonych wód Atlantyku i żaden z basenów bałtyckich nie przyczynia się do podniesienia zasolenia wód, na­tomiast Morze Śródziemne jest głównym producentem soli dla Oceanu Atlantyckiego. W pierwszym przypadku mamy do czynie­nia z dodatnim bilansem wodnym w klimacie umiarkowanym-wil-gotnym na skutek nadwyżki dopływu rzecznego i opadów atmo­sferycznych, w drugim zaś z ujemnym bilansem wodnym spowo­dowanym nadmiernym parowaniem w klimacie śródziemnomor­skim i małym dopływem rzecznym.

Można basen bałtycki uznać za estuarium z wylotem do oceanu poprzez progi podwodne Cieśnin Duńskich. Znany oceanograf fiń­ski I. Hela [11] rozróżnia wewnątrz Bałtyku wyraźne estuaria, bo­wiem Zatoka Fińska i Zatoka Botnicka stanowią zatoki estuariowe względem środkowej i południowej części Bałtyku. Istotną cechą wód bałtyckich jest ich uwarstwienie. Nie można jednak w Bałtyku wydzielić mas wodnych o ściśle ustalonych pa­rametrach termohalicznych, jak to ma miejsce w wodach oceanicz­nych, ze względu na wielką ich zmienność w słonawych wodach. Jak ukazuje załączony schemat (ryć. l) górne wody warstwy o wy­równanym zasoleniu, czyli tzw. warstwy izohalinowej, obejmują (idąc od góry): a) letnią wodę powierzchniową, b) termoklinę let­nią, c) chłodną wodę z poprzedniej zimy. Wody wgłębne i przyden-ne obejmują: d) warstwę stałej halokliny o wyraźnym wzroście zasolenia i e) ewentualnie wtórną haloklinę, powstałą w przypad­ku napłynięcia cięższych wód oceanicznych. W lecie formuje się zimna warstwa skoku termicznego (termoklina letnia), która ha­muje wymianę cieplną, pod nią zaś zalega chłodna woda z ubiegłej zimy. Górne wody reagują na zmiany termiczne, ogarnięte są więc pionowymi prądami konwekcyjnymi z chwilą rozpoczęcia się ochła­dzania wód powierzchniowych pod koniec lata. Z końcem lata i po­czątkiem jesieni dochodzi do zaniku letniej termokliny, wody gór­ne cechuje homotermia, prądy konwekcyjne sięgają do górnej gra­nicy stałej halokliny. W bardziej słonych i prawie izotermicznych odach wgłębnych i przydennych zasadniczą rolę spełniają ruchy adwekcji na skutek wlewów oceanicznych i przemieszczania się wód do sąsiednich basenów spowodowanych różnicą gęstości wód. Górną granicę warstwy słonej stanowi w Bałtyku Południowym i Bałtyku Środkowym przeważnie izohalina 8°/oo, zalegająca w kie­runku wschodnim coraz niżej (w Basenie Bornhoimskim na głęb. od 45 do 50 m, na Głębi Gdańskiej od 60 do 70 m, na Głębi Go-tlandzkiej ok. 70 m). W Zatoce Botnickiej przyjmuje się za gra­niczną izohalinę 5,75%o, a w Botniku Północnym 3,75°/oo [11].

Wody bałtyckie znajdują się prawie w ciągłym ruchu na sku­tek oddziaływania sił anemobarycznych i różnic gęstości wody, w wyniku czego powstają sejsze i fale wewnętrzne o niezwykle du­żej amplitudzie. Schematycznie przedstawione tutaj układy termo-haliczne są stale zaburzane. Wody bałtyckie należą do niespokoj­nych nie tylko ze względu na ruchliwość mas powietrza zalega­jących nad basenem morskim, lecz również ze względu na jego płytkość. W modelach hydrodynamicznych Bałtyku ujmuje się fale krótko- i długookresowe oraz prądy od powierzchni morza do dna jako występujące w morzu płytkim.

Wody Bałtyku podlegają stosunkowo szybkiej wymianie. Gdy­by opróżniony basen morski chciano wypełnić wyłącznie wodą oceaniczną napływającą w ciągu ostatnich dziesiątków lat, to trwa­łoby to od 42 do 46 lat (między Morzem Egejskim a Morzem Czarnym ok. 2600 lat), natomiast, przy uwzględnieniu dopływu rzecznego i opadów atmosferycznych, zajęłoby to w Bałtyku tylko dwadzieścia kilka lat. Świadczy to z jednej strony o małej objętości masy wodnej w Bałtyku, płytkości morza i jego basenów, z drugiej zaś strony o współdziałaniu wielu czynników sprzyjających tej szybkiej wymianie, szczególnie zaś oddziaływania warunków atmo­sferycznych. Wahania i pewne oscylacje klimatyczne, nasilenie sztormów, zwiększanie lub zmniejszanie odpływu wód bałtyckich, wlewów wód oceanicznych, dopływu rzecznego uzależnione jest od warunków termodynamicznych w troposferze, ruchów mas po­wietrza na różnych wysokościach podobnie jak w innych morzach, co wielu badaczy wiąże z kosmicznymi przyczynami, zwłaszcza występowaniem plam słonecznych, niektórych typów protuberancji, rozbłysków i wybuchów słonecznych.

W bieżącym stuleciu na Głębi Gotlandzkiej wzrosło zarównozasolenie o l,25°/oo na głębokościach od 100 do 200 m, jak i tem-/ peratura wody o 1,42°C na głębokości 200 m. Przeciętne zasolenie wód powierzchniowych i przydennych przedstawia ryć. 2. Ogólnie stwierdza się ocieplenie i podniesienie zasolenia wód bałtyckich. Od czasu zorganizowania w 1902 r. stałych badań otwartych wód Bałtyku przez Międzynarodową Radę Badań Morza w Kopenhadze można stwierdzić ogólną tendencję zwiększenia się od lat trzy­dziestych oddziaływania wód oceanicznych na Bałtyk, przy czym w ciągu obserwowanych przeszło 70 lat doszło na przełomie1951/52 r. do największego wlewu wód oceanicznych o kubaturze ok. 200 km³ wody i o średnim zasoleniu 22%o. Wzrosło wówczas zasolenie w warstwie przydennej Basenu Bornhoimskiego do 21,5%o, Głębi Gdańskiej 15,6%o, Głębi Gotlandzkiej 14,0%o. Na stac­jach badawczych znajdujących się na brzegach nie obserwowano tego wzrostu zasolenia, ale reżim wód w strefie brzegowej pod­lega innym prawom i niejednokrotnie podczas spadku zasolenia w głębiach bałtyckich obserwowano wzrost zasolenia wód przy brzegu i odwrotnie. Jeśli chodzi o ilość soli wniesionych omawia­nym powyżej wlewem, to wystarczyłoby jej na 10 lat dla pod­trzymania poziomu zasolenia i gęstości wody w Bałtyku. Częstość wlewów, ich nasilenie i zasięg decydują również o dostarczeniu warstwom głębinowym tlenu, który może pochodzić tylko z ad­wekcji wód świeżych, niejako przewietrzających głębie, bowiem prądy konwekcyjne nie dochodzą do nich. Głębia Gotlandzka naj­silniej przeżywa niedobór tlenu na skutek specyficznych warun­ków konwekcji i adwekcji na jej akwenach. Należy jednak od ra­zu podkreślić, iż dalej położone ku północy akweny Zatoki Bot-nickiej, pomimo większej odległości od Cieśnin Duńskich, jako źródła zasilania w wodę słoną i zasobną w tlen, nie wykazują w zasadzie szkodliwych dla życia w morzu okresów stagnacji i ubo­żenia zawartości tlenu, chociaż zatoka ta odbiera największą na Bałtyku ilość ścieków przemysłowych. Istnieje jednakże szerokie i krótkie połączenie między Bałtykiem Środkowym a Zatoką Bot-nicką poprzez Morze Alandzkie, którego progi podwodne, zalega­jące na głębokości 50—60 m, wcale nie utrudniają spływu z Ba­senu Gotlandzkiego do Zatoki Botnickiej dość słonych i cieplej­szych wód w miejsce wód Zatoki Botnickiej z poprzedniej zimy — wgłębnych, chłodnych i o tej samej gęstości. Zjawisko to wystę­puje prawie corocznie, często jesienią. Podobnie też wody naj­większej głębi Bałtyku — Landsort, głębokiej na 459 m, nie wy­kazują tak ostrego deficytu tlenu jak Głębia Gotlandzka [9].

Od 1963 r. zaczął występować przez szereg lat w głębiach Bał­tyku brak tlenu i coraz bardziej zaczęły się zwiększać obszary za­mku makrofauny dennej. Stwierdzono w końcu bezwzględne pus­tynie i nawet pojawił się siarkowodór. Załączone mapki schema­tyczne Bałtyku (ryć. 3) obejmują 9 ostatnich lat (1965—1973) i ukazują zasięg martwych obszarów przydennych przede wszyst-kim w Basenie Gotlandzkim, na wlocie do Zatoki Fińskiej, a na­wet przejściowo w Basenie Bornhoimskim, Głębi Gdańskiej (przez krótki okres także w Rynnie Słupskiej). Pogłębiany jest ten proces przez samoczynne użyźnianie (eutrofizację) wód Bałtyku nadmia­rem substancji biogennych (fosforanów, azotanów, azotynów), jak i zanieczyszczaniem wód przez człowieka.Morze Bałtyckie zamarza w ciągu każdej zimy na akwenach Zatoki Botnickiej i Zatoki Fińskiej. Okres występowania zjawisk lodowych trwa najdłużej w pobliżu północnego koła podbieguno­wego i kończy się po przeciętnie 190 dniach — ok. 20 maja. W ba­senach Bałtyku Środkowego i Bałtyku Południowego nie tworzy się lód in situ (pomijając zalewy i płytkie zatoki) ze względu na gru­bą warstwę wód górnych (od 60 do 80 m zajmuje warstwa izo-halinowa) o zasoleniu wynoszącym od 7,5 do 7,0%o, której zama­rzanie może nastąpić po obniżeniu temperatury wody do —0,3°C, ewentualnie —0,4°C w całym słupie wód górnych. Może to na­stąpić w krótkim czasie w Cieśninach Duńskich, gdzie warstwa górna osiąga grubość od 15 do 20 m, natomiast na wymienionych, głębszych akwenach proces obniżania temperatury wody przedłu­ża się poza zasięg nawet długotrwałej i surowej zimy. W lutym na Głębi Gdańskiej temperatura wody powierzchniowej wynosiła przeciętnie w wieloleciu ok. 2,0°C, temperatura zaś powietrza w warstwie przywodnej ok. 1,0°C.

Na Bałtyku im dalej na wschód od Cieśnin Duńskich, tym cie­plej jest w zimie. Jest to więc jedyna w Europie anomalia kli­matyczna łagodzenia zimy w kierunku wschodnim, wywołana ukła­dem stosunków hydrologicznych na morzu.

Morfometria Morza Bałtyckiego i podział na akweny

Ścisłe określenie danych morfometrycznych basenu bałtyckiego uzależnione było od rozwoju kartografii morskiej i echosondażu. Bałtyk uchodzi za morze dobrze zbadane, jednakże dopiero w cią­gu ostatniego dziesięciolecia wykonano wiele cennych prac pogłę­biających znajomość tego morza. Dzięki temu poznano rzeźbę dna, zwłaszcza w Zatoce Botnickiej, poszczególne poziomy batymetrycz-ne oraz zmiany, które zaszły w krótkim stosunkowo czasie w stre­fach brzegowych szkierów i płytkich akwenów (np. na Morzu Ar-chipelagowym). Nowe polskie i radzieckie mapy Bałtyku posłu­żyły w swoim czasie A. Lisickiemu [17] w Katedrze Geografii Fizycznej Wyższej Szkoły Pedagogicznej w Gdańsku do rozpra­cowania podstawowych danych morfometrycznych, szczególnie średniej głębokości i objętości masy wodnej Morza Bałtyckiego,którymi posługujemy się w niniejszej pracy *. W podziale basenu bałtyckiego na poszczególne akweny przyjęto granice i nazwy ogól­nie stosowane w nauce polskiej, ale w opisie ich uwzględniono również poglądy obcych badaczy. Fińscy oceanografowie nazywają południową część Zatoki Botnickiej — Morzem Botnickim (fiń. Selkameri, ang. Bothnian Sea). Od południa do tego morza przy­lega Morze Archipelagowe i Morze Alandzkie. Inni nazywają Bał­tyk Środkowy — Morzem Gotlandzkim, Basenem Centralnym. Po­jęcia basenu, głębi, morza przeplatają się na przemian w słow­nictwie regionalnym państw bałtyckich. W nauce polskiej określa się mianem Bałtyku Południowego basen rozciągnięty równo­leżnikowo od Cieśnin Duńskich aż po brzegi Litewskiej SER, pro­wadząc północną jego granicę sztucznie wzdłuż równoleżnika 56 °N. Niektórzy oceanografowie łączą basen Bałtyku Środkowego i Bałtyku Południowego w całość, określając go mianem właści­wego Bałtyku.

Wiele też trudności przysparza ustalenie zachodniej granicy Morza Bałtyckiego, która z jednej strony powinna objąć akweny obszaru przejściowego między Morzem Północnym a Morzem Bał­tyckim, czyli na północnym zachodzie od linii Skagen — wyspa Pater Noster i Tjórn, z drugiej zaś strony główne cechy hydro­graficzne Bałtyku mają wpływ na fakt, iż przyzwyczajeni jesteś­my rozpatrywać tę granicę począwszy od Basenu Arkońskiego na zachodzie, czyli od południowego wylotu Sundu i progu podwod­nego Gedser-Darsser Ort, znajdującego się na południowym prze­dłużeniu duńskiej wyspy Falster.

W celu uporządkowania tych zagadnień podajemy w tab. l -nazwy i granice akwenów oraz dane morfometryczne zgodnie z ogólnymi tendencjami i wynikami ostatnich pomiarów i badań (ryć. 4).

I Kattegat. Linia graniczna nr l przebiega od Półwyspu Jutlandzkiego, cypla Skagen w kierunku ENE ku wyspie Pater Noster (57°54'N, 11°2T'E) i wyspie Tjórn u wybrzeży szwedz­kich (58°05^/ N). Kattegat zaliczamy do obszaru przejściowego młę-dzy Bałtykiem i Morzem Północnym, a wraz z Morzem Bełtów do Cieśnin Duńskich. Cieśniny te zajmują łącznie powierzchnię 42 659 km², wykazują średnią głębokość 20,6 m oraz objętość masy wodnej 880 km³.

Akwen właściwego Kattegatu zajmuje "w tym 28 495 km² i mieści w sobie 689 km³ wody. Długość jego wynosi ok. 200 km, a szerokość od 60 do 133 km. Najgłębsze miejsca Kattegatu znaj­dują się w jego północno-wschodniej części na równoleżniku Ska-gen, dokąd dochodzi ze Skagerraku Rynna Norweska z określoną tutaj izobatą 100 m. Najgłębszy punkt 109 m znajduje się na

i^J^yc. 4. Podział Morza Bałtyckiego na akweny ^

Cieśniny Duńskie (obszar przejściowy): I Kattegat, II Morze Bełtów;

Morze Bałtyckie: III Bałtyk Południowy, IV Bałtyk Środkowy, V Zatoka Ryska, VI Zatoka Fińska, Zatoka Botnicka: VII Botnik Południowy, VIII Botnik Północny

Linie graniczne, oznaczone cyframi arabskimi wyznaczono wedtug danych oceanogra­ficznych (A. Lisicki, 1968)

umownej linii granicznej Kattegatu ze Skagerrakiem. Przedłuże­niem rynny jest głębia Kattegatu wschodniego najwyraźniej za-'' rysowana izobatą 50 m w kierunku Sundu (zob. wkładkowa mapa batymetryczna).

Kattegat posiada w części północnej, gdzie występują głębokoś­ci przeważnie większe od 60 m, zupełnie swobodne połączenie ze

Skagerrakiem i Morzeni Północnym. W części południowo-zachod-niej pojawiają się rozległe mielizny, a głębokości w licznych za­tokach są często niniejsze od 10 m.

Kattegat spełnia rolę akwenu, na którym zachodzi najwięk­sze mieszanie się wód oceanicznych z bałtyckimi, występują w nim zjawiska turbulentnej dyfuzji o dużym zasięgu i nasileniu, a przez jego obszar przemieszczają się fronty hydrograficzne, co będzie przedmiotem szerszego omówienia w rozdziale „Stosunki termo-haliczne w Morzu Bałtyckim".

II Morze Bełtów. Linia graniczna nr 2 biegnie od mias­ta Fredericia na północno-zachodnim wybrzeżu Małego Bełtu, na­stępnie przecina północną część Wielkiego Bełtu i przechodzi przez Sund obok miasta Helsinger. Morze Bełtów obejmuje także kilka zatok; największe z nich to Zatoka Kilońska i Zatoka Meklembur-ska. Morze Bełtów i Kattegat tworzą wspomniany obszar przej­ściowy (z ang. Transition Area), któremu nadaje się najczęściej nazwę Cieśnin Duńskich (z ang. Danish Straits albo Danish Sounds). W obrębie Cieśnin Duńskich znajduje się kilkadziesiąt wysp, z których największe to Zelandia, Fionia, Lolland, Falster, Als, Langeland, Fehmarn, Men, Lsese, Samso, Anholt.

Główną drogę wymiany wód między Morzem Bałtyckim a Mo­rzem Północnym stanowi Wielki Bełt, który rozciąga się na dłu­gości ok. 120 km między wyspami Zelandią na wschodzie, a Fio­nia i Langeland na zachodzie, osiągając przeciętną szerokość ok. 30 km. Na urozmaicone ukształtowanie dna w Wielkim Bełcie składają się zarówno kręte rynny głębokie ponad 50 m, jak i licz­ne mielizny (zob. dodatkową mapkę Cieśnin Duńskich, zamiesz­czoną u góry mapy wkładkowej Morza Bałtyckiego). Na torze wodnym najmniejsze głębokości wynoszą od 15 do 16 m.

Mały Bełt jest najwęższą cieśniną przebiegającą między Pół­wyspom Jutlandzkim i wyspą Als na zachodzie, a wyspą Fionia i /Ex0 na wschodzie, wydłużoną do 125 km. Mały Bełt nie ma prak­tycznego znaczenia w wymianie wód bałtyckich z oceanicznymi. Na torze nawigacyjnym, służącym lokalnym celom, głębokości wy­noszą od 11 do 12 m.

Fehmam Bełt, o szerokości 15 km, rozciąga się między wyspa­mi Lolland i Fehmarn. Pośrodku tej cieśniny zakotwiczony jest.

od wielu lat latarniowiec „Fehmarn Rev'", dokonujący obserwacji oceanograficznych, zwłaszcza prądów wchodzących i wychodzą­cych z Bałtyku, podobnie jak latarniowiec „Gedser Rev" na pro­gu Gedser-Darss lub latarnia morska „Drogden" na południowym wejściu do Sundu. Fehmarn Bełt łączy Zatokę Kilońską z Zatoką Meklemburską. Izobata 20 m obejmuje większość akwenu tej cieśniny, a głębokości na torze nawigacyjnym dochodzą do 30 m. Rynna tej cieśniny jest przedłużeniem rynny sąsiednich zatok.

Sund stanowi najkrótszą drogę naturalną między Morzem Bał­tyckim a Morzem Północnym i zarazem najbardziej uczęszczany szlak żeglugowy. Ta cieśnina ciągnie się na długości ok. 110 km między Zelandią a Skanią; najwęższa jest w północnej części na wysokości Helsinger — Halsingborg (4,4 km). Większa część cieś­niny ma głębokość 15 m, ale na głównym torze nawigacyjnym naj-płytsze miejsca mają zaledwie od 7 do 8 m, na torze zaś zachod­nim o 0,5 m więcej. Charakterystyczne są krótkie a głębokie do 50 m rynny, zwłaszcza w pobliżu wyspy Ven, podobnie jak w Wiel­kim Bełcie. Najmniejsze głębokości znajdują się na mieliżnie Drogden u południowego wejścia do cieśniny. Prądy wychodzące z Bałtyku kierują się przede wszystkim na Sund.

Zatoka jKilońska położona jest na południe od Wielkiego i Ma­łego Bełtu i ma poważne znaczenie hydrograficzne, gdyż wzdłuż _ Langelandu wpływają do niej wody oceaniczne w czasie wlewów i tutaj zgodnie z działaniem siły Coriolisa skręcają w prawo, a po wypełnieniu zatoki słoną wodą przemieszczają się dalej przez Fehmarn Bełt i Zatokę Meklemburską ku Basenowi Arkońskiemu, pokonując po drodze próg podwodny Gedser-Darsser Ort. Główna rynna Zatoki Kilońskiej, określona izobatą 20 m, przebiega w kie­runku południowo-wschodnim, co sprzyja ruchowi wód z Wiel­kiego Bełtu na Fehmarn Bełt. Dno rynny nie jest wyrównane i posiada przegłębienia do 30 m. Trudności w cyrkulacji wód stwarzają ławice rozciągające się zwłaszcza w południowo-zachod-niej części Zatoki Kilońskiej.

Zatoka Meklemburską ma kształt kolisty i do środkowej jej części przylegają od południa Zatoka Lubecka i Zatoka Wismarska. Dno zatoki podnosi się w kierunku wschodnim, dlatego w okresie wlewów oceanicznych najpierw następuje wypełnienie zatoki aż do wysokości progu Darsser Ort, skąd wody słone spływają Ryn-na Kadet, lepiej rozwiniętą na wschodnim stoku progu (do głębo­kości 32 m).

W tak określonych granicach Morze Bełtów zajmuje powierzch­nię 14 164 km² i zawiera masę wody wynoszącą zaledwie 189 km³, na co ma wpływ jego płytkość. Rolę cieśnin w wymianie wód bał­tyckich z oceanem podkreślono na wstępie. Znajomość stosunków hydrograficznych w rejonie progów podwodnych ma poważne zna­czenie w analizie bilansu wodnego i reżimu hydrologicznego Bał­tyku.

Morze Bełtów zamarza w zimie o wiele wcześniej aniżeli akwe­ny głębsze w Bałtyku, położone dalej na wschód, lecz duży ruch statków nie pozwala na utrzymanie się stałej pokrywy lodowej;

na peryferiach cieśnin zjawiska lodowe utrzymują się dłużej.

III Bałtyk Południowy. Przebieg linii granicznej nr 3 na południowym zachodzie jest wyraźnie określony progiem pod­wodnym Gedser-Darsser Ort, na północy zaś w cieśninie Sund najkrótszym przejściem między Zelandią a miastem Falsterbo w Szwecji. Taki przebieg granicy Bałtyku Południowego na zacho­dzie podyktowany jest warunkami oceanograficznymi, występują­cymi w najbardziej wysuniętym ku cieśninom akwenie bałtyckim, czyli w całym Basenie Arkońskim o nieckowatej już budowie dna. Z tego basenu słone prądy przydenne przedostają się Rynną Born-hołmską między Skanią i wyspą Bornholm w głąb Bałtyku.

Bałtyk Południowy jest rozległym akwenem o powierzchni 92 795 km² i posiada szereg basenów, głębi, rynien, ławic, zatok, zalewów. Od zachodu idąc Bałtyk Południowy składa się z Basenu Arkońskiego o maksymalnej głębokości 53 m, Zatoki Pomorskiej (15 m), Basenu Bornhoimskiego (105 m), Rynny Słupskiej (95 m), Zatoki Gdańskiej (118 m) oraz kilku innych mniejszych zatok. Pra­wie na tej samej szerokości geograficznej ulokowały się głębie:

Głębia Bornhoimska i Głębia Gdańska. W granicach Południowego Bałtyku znajduje się część ławicy zw. Południową Ławicą Środko­wą. Na południku Ustki mamy Ławicę Słupską, o najmniejszej głę­bokości 8 m, na południowy zachód od Bornholmu Ławicę Orlą (5 m), będącą przedłużeniem Ławicy Ronne oraz Ławicę Odrza-ną (6 m).

Na południowym wybrzeżu Bałtyku Południowego znajdują siętypowe zalewy przybałtyckie, spłycone do kilku metrów głębo­kości, ale o stosunkowo dużej powierzchni: Zalew Szczeciński 687 km², Zalew Wiślany 838 km², Zalew Kuroński 1613 km². Za­lew Wiślany wykazuje średnią głębokość 2,6 m, przeto pojemność zbiornika, pomimo jego długości dochodzącej do 91 km, jest mała i wynosi zaledwie 2,3 km³. Zalewy spełniają ważną rolę hydrolo­giczną jako zbiorniki leżące u ujść rzecznych, a mające połączenie z morzem. Na ich akwenach ścierają się siły regulujące reżim hy­drologiczny wód lądowych i morskich. Spośród wymienionych za­lewów zbiornik Zalewu Wiślanego wykazuje 'największy procent wód pochodzenia morskiego, gdyż dopływ do niego wód wiślanych został ograniczony śluzą do minimum.

Głębie i baseny Bałtyku Południowego zachowują pewną ciąg­łość na głębokości od 80 do 100 m i więcej, a tylko mały próg o głębokości 65 m w zachodniej części Rynny Słupskiej utrudnia nieco ruch mas przydennych. Wody z wlewów oceanicznych prze­mieszczają się z Basenu Arkońskiego obniżeniem w Rynnie Born-hołmskiej, dochodzącym do głębokości 60 m. Izobata 100 m wy­stępuje lokalnie w Basenie Bornholskim (105 m) w pobliżu wy­sepki Christianse, zaś na Głębi Gdańskiej wyspowo (118 m). Od północy z Basenu Gotlandzkiego sięga długi klin tej izobaty w re­jon Bałtyku Południowego. We wschodnim akwenie trudno jest wytyczyć granice hydrograficzne, bowiem od Głębi Gdańskiej ku Głębi Gotlandzkiej zaznacza się wyraźnie nachylenie dna.

Objętość masy wodnej Bałtyku Południowego wynosi 4209 km³ i zbliża się do wartości określonej dla Południowego Botniku. Dol­na granica warstwy izohalinowej zaczyna obniżać się w miarę po­suwania się z zachodu ku wschodowi, począwszy od Basenu Ar­końskiego. Grubość tej warstwy wzrasta do 45—50 m w Base­nie Bornholskim i do 60—70 m na Głębi Gdańskiej. Do tych głę­bokości sięgają więc pionowe prądy konwekcyjne, czyli do górnej granicy halokliny, co też umożliwia dopływ tlenu i utrudnia za­marzanie tych akwenów. Wody przydenne są częściej odnawiane wlewami wód oceanicznych na tych południowych akwenach ani­żeli w Bałtyku Środkowym.

IV Bałtyk Środkowy. Przyjmujemy linię graniczną nr 4 wzdłuż równoleżnika 56° N między brzegami Szwecji i ZSRR.Bałtyk Środkowy określany jest nieraz jako Bałtyk właściwy^ do którego zalicza się również akwen Południowego Bałtyku. Bałtyk Środkowy, zw. Bałtykiem Centralnym, często Basenem Gotlandz-kim, przez niektórych autorów Morzem Gotlandzkim, dzieli się na wschodni i zachodni z wyspami pośrodku: Gotlandia, Gotska San-dón i Kopparstenarna. Największe głębie to Głębia Gotlandzka 249 m (57°20' N, 19°59' E) i Głębia Landsort 459 m (58°35' N, 18°14' E); ostatnia jest największą głębią na całym Bałtyku. Izoba-]ta 100 m przebiega południkowe na wschód od wyspy Gotlandii na długości ok. 400 km i przedłuża się ku północnemu wschodowi do wlotu na Zatokę Fińską i ku północnemu zachodowi na Głębię Landsort oraz zachód od wyspy Gotlandii. Bałtyk Środkowy po­siada dość duże głębokości jak na stosunki bałtyckie i mieści w so­bie aż 9651 km³ masy wodnej. Obejmuje też największy obszar spośród akwenów wydzielonych w niniejszej pracy, bo 1C1 542 km².

Na południowym przedłużeniu wyspy Gotlandii znajduje się Ławica Hoburg z płyciznami 12 m, a na południowy zachód od niej Ławica Środkowa, której część północna posiada mielizny o głębokości 9 m, natomiast Południowa Ławica Środkowa, wcho­dząca już na Bałtyk Południowy wykazuje płycizny 13 m.

Między wyspą Olandią a Szwecją znajduje się Cieśnina Kal-marska, w której występują dość silne prądy powierzchniowe opły­wające Skanię i w końcu wyprowadzające wody bałtyckie ku Cieś­ninom Duńskim.

Odświeżanie wód głębinowych Bałtyku Środkowego odbywa się w okresach silnych, długotrwałych wlewów oceanicznych po upływie co najmniej pół roku od czasu rozpoczęcia się wlewu w Cieśninach Duńskich. W wodach przydennych Głębi Gotlandz-kiej w okresach stagnacji panuje najczęściej sytuacja beztlenowa. Na Głębię Landsort docierają wody z wlewów oceanicznych nie­jako prześlizgując się w warstwach pośrednich ponad wodami głę­binowymi Głębi Gotlandzkiej, dlatego największa głębia bałtycka stanowi w konsekwencji zagłębienie mniej pozbawione tlenu niż sąsiednia płytsza Głębia Gotlandzka. Wobec dość dużej grubości warstwy górnej (izohalinowej), bo aż od 70 do 80 m w Basenie Gotlandzkim, prądy konwekcyjne nie zdążają w ciągu zimy obni­żyć temperatury wody do punktu zamarzania. Akwen tutejszy wolny jest od lodu z wyjątkiem płytszej partii brzegowej, podob-„-^ t. nie jak ma to miejsce na akwenach Bałtyku Południowego. We­dług danych wieloletnich opracowanych przez Instytut Hydrogra­ficzny w Hamburgu (wyd. 1971 r.) wynika, że temperatura wody powierzchniowej w lutym na Głębi Gotlandzkiej wynosi średnio 2,5°C. Podczas bardziej surowych zim nasuwa się tutaj dość często z północnych akwenów kra lodowa pochodząca z dryfu. Mapy zlo-dzenia, jak i fotografie Bałtyku z satelity kosmicznego, które cy­tujemy w rozdziale ,,Bilans cieplny i wodny Morza Bałtyckiego, regiony hydrograficzne Bałtyku", ukazują wolny od lodu Basen Gotlandzki, gdy na tej samej szerokości geograficznej położone "je­ziora szwedzkie, jak również wysunięte jeszcze dalej ku południo­wemu zachodowi Cieśniny Duńskie pokryte są lodem. Gdyby nie obniżanie punktu zamarzania wód bałtyckich na skutek ich za­solenia, zmieniłby się niewątpliwie klimat tego basenu.

V Zatoka Ryska. Linia graniczna nr 5 przebiega od przy­lądka Szpitchamm przez północny cypel wyspy Hiuma i wyspę Sa-rema do jej południowego cypla i przylądka Owiszi (Łotewska SRR). Ta duża zatoka o powierzchni 18 815 km² leży na uboczu właściwego Bałtyku, oddzielona od niego wyspami i mieliznami. Największe głębokości występują pośrodku zatoki (do 62 m). Obję­tość masy wodnej wynosi 464 km³. Zachodzi tutaj silne mieszanie się bałtyckich wód słonawych z rzecznymi, a szczególnie rzeki Dźwiny, co przyczynia się do spadku zasolenia wody nawet po­środku zatoki do 5%o.

VI Zatoka Fińska. Linia graniczna nr 6 biegnie od pół­wyspu Hanko (Finlandia) na południe ku przylądkowi Szpitchamm (Estońska SRR). Zatoka jest wydłużona do 420 km, licząc od wschodniego wybrzeża do południka miasta Hanko, a jej najwięk­sza szerokość, mierzona wzdłuż południka Zatoki. Narewskiej, wy­nosi ok. 120 km, najmniejsza zaś 45 km mierzona wzdłuż połud­nika, na którym leży miasto Porkkala (Finlandia), nie mówiąc o wąskim, kronsztadzkim gardle zatoki. Zatoka Fińska zajmuje po­wierzchnię 30 380 km². Największa głębokość, 115 m, znajduje się na przedłużeniu izobaty 100 m, dochodzącej od południowego za­chodu w pobliżu fińskiej wyspy Kókar, na zachodnim krańcu Za­toki Fińskiej. To głębokie połączenie z Basenem Gotlandzkim skła-nią wielu oceanografów do zaliczania także Zatoki Fińskiej do Bał­tyku właściwego. Największe głębokości zatoki (od 60 do 100 m) występują bliżej brzegów estońskich aniżeli fińskich. Zatoka po­siada dość dużą objętość masy wodnej, bo aż 1046 km³.

Zatokę Fińską można traktować jako klasyczny przykład za­niku oddziaływania w kierunku wschodnim bardziej słonych wód bałtyckich i zaostrzania się kontynentalizmu klimatycznego, zwła­szcza w zimie (zwarta i gruba pokrywa lodowa). Akwen kronsz-tadzki jest wciąż wysładzany wodami Newy (i jeż. Ładoga), ale izohaliny powierzchniowe 2,5—3,0%o występują przeciętnie już na odległości od 80 do 100 km od brzegu pod Leningradem. Pośrodku Zatoki Fińskiej wody powierzchniowe mają zasolenie ok. 5%o, przydenne zaś od 7,5—8,5%o, a 50 km dalej ku zachodowi od 8 do 9%o, co jest oczywiście dowodem głębokiego połączenia zatoki z akwenami Bałtyku Środkowego.

Zatoka Botnicka: VII Botnik Południowy. Li­nia graniczna nr 7 przeprowadzona jest od brzegów Szwecji (<p == = 60° N) przez cieśninę Kvarken Południowy (szw. Sodra Kvar-ken). Wyspy Alandzkie i dalej na wschód poprzez Morze Archi-pelagowe ku wyspie Korppoo (Finlandia).

Zatokę Botnicka (fiń. Pohjaniahti, ang. Gulf of Bothnia) dzieli się na dwie części: południową, zw. Morzem Botnickim (fiń. >S'el-kameri, ang. Bothnian Sea) i północną o charakterze zatoki (fiń. Perameri, ang. Bothnian Bay).

Botnik Południowy, zw. Morzem Botnickim ze względu na swą wielkość (długość ok. 350 km i szerokość na południu ok. 230 km), połączony jest z Bałtykiem Środkowym poprzez cieśninę Kvarken Południowy i Morze Alandzkie (Ahvenan Meri). Morze Alandzkie rozciąga się między Bałtykiem Środkowym, wybrzeżem szwedzkim oraz Wyspami Alandzkimi i ma długość ok. 90 km, szerokość ok. 35 km. Zajmuje ono powierzchnię ok. 5200 km², osiąga dużą średnią głębokość 77 m, maksymalną aż 301 m. Za­wiera objętość masy wodnej ok. 405 km³. Od Bałtyku Środkowego oddzielają Morze Alandzkie progi na głębokości od 40 do 50 m, a więc przeszło dwukrotnie głębsze niż progi podwodne w Cieś­ninach Duńskich.

Pomost wyspiarski między Wyspami Alandzkimi a wybrzeżemfińskim aż po półwysep Hanko zajmuje Morze Archipelagowe. Rozciąga się ono równoleżnikowo niespełna 120 km, południkowe ok. 80 km i zajmuje powierzchnię 8300 km². Chociaż morze to posiada małą głębokość średnią 23 m, to jednak ma urozmaicone dno głębokimi, krótkimi rynnami i cieśninami o głębokości ponad 60 m (maksymalnie 146 m) i zawiera masę wody o kubaturze 195 km³.

' Botnik Południowy o powierzchni 73 806 km² stanowi większą część Zatoki Botnickiej (łącznie z Botnikiem Północnym 111 171 km²), zalegającej obniżenie w prekambryjskiej tarczy bał­tyckiej. Izobata 100 m przebiega południkowe w tym basenie, a w jego północno-zachodniej części znajduje się największa głę­bokość Botniku Południowego 294 m. Średnia głębokość wynosi dość dużo, jak na stosunki bałtyckie, bo ok. 63 m, przeto basen ten mieści 4618 km³ wody i zajmuje drugie miejsce pod tym względem po Bałtyku Środkowym.

Poważne zainteresowanie oceanografów budzi wymiana wód bałtyckich północ — południe poprzez Morze Alandzkie. Szerokie i krótkie, a dość głębokie przejście dla wód z Bałtyku Środkowe­go do Botniku Południowego i z kolei do Botniku Północnego po­zwalają na swobodną a częstą wymianę wód, dlatego nie mówi się o stagnacji w Zatoce Botnickiej.

VIII Botnik Północny. Linia graniczna nr 8 przebiega pomiędzy miastem Umea w Szwecji i miastem Vaasa w Finlan­dii. Przecina ona dwie cieśniny: Kvarken Zachodni (szw. Vastra Kvarken) o szerokości 7 km, który oddziela archipelag wysp szwedzkich od lądu stałego oraz Kvarken Wschodni (fin. Meren-kurku, szw. Ostra Kvarken) o szerokości 30 km i głębokości w naj-płytszych miejscach od 7 do 9 m. Ta ostatnia cieśnina oddziela archipelag wysp fińskich od szwedzkich i łączy Botnik Północny z Botnikiem Południowym, przy czym na mapie batymetrycznej linia przepływu wód z jednego basenu do drugiego znajduje się na głębokościach do 23 m.

Botnik Północny zajmuje powierzchnię 37 365 km², długi jest na ok. 270 km i szeroki ok. 145 km (pomiędzy Raahe w Finlandii i Pite& w Szwecji). Jego średnia głębokość wynosi 42 m. Dno basenu w północnej części jest płytkie i prawie płaskie, natomiastw środkowej części obniża się do 140 m. Objętość masy wodnej wynosi 1462 km³.

Botnik Północny jest najbardziej wyśledzonym akwenem Bał­tyku, większa część wody posiada zasolenie 3,0—3,5%o, nie mó­wiąc o rejonie najbardziej północnej strefy brzegowej o zasole­niu poniżej 2%o.

Północne porty Kemi i Luleś, położone w odległości ok. 100 km od północnego koła podbiegunowego, zamarzają na przeszło 6 mie­sięcy. Żegluga morska w tym rejonie, nastawiona na transport ru­dy żelaza z Kiruny poprzez port Lulea, jest ograniczona w poważ­nej mierze, a nawet zamknięta w okresie zlodzenia.

---