4.3. Wody podziemne Sudetów
4.3.1. Wody zwykłe
Sudety są wyodrębniane jako niezależny region hydrogeologiczny, tzw. region su-decki o powierzchni 8200 km2. Obejmuje on obszar Sudetów, położony na SW od su-deckiego uskoku brzeżnego. Blok przedsudecki natomiast należy do wrocławskiego re-gionu hydrogeologicznego, w obrębie którego wydzielono subregion przedsudecki o po-wierzchni 2650 km2. Wymienione regiony należą do południowego makroregionu hy-drogeologicznego Polski (Malinowski, 1991; Paczyński, 1993, 1995). Ze względu na odrębność struktur hydrogeologicznych w regionie sudeckim wyróżniono subregiony: żytawsko-węgliniecki, bolesławiecki, śródsudecki i wschodniosudecki (Paczyński, 1993, 1995). Według innych autorów na podstawie wyraźnych powiązań pomiędzy granicami elementów struktury geologicznej Sudetów i granicami jednostek hydrogeologicznych w regionie sudeckim można wydzielić dwa typy subregionów. Pierwszy z nich stano-wią baseny paleozoiczno-mezozoiczne (północnosudecki i śródsudecki), drugi natomiast reprezentują obszary wychodni skał krystalicznych (izersko-karkonoski, północnokaczaw-ski, sowiogórpółnocnokaczaw-ski, bystrzycko-orlicki, śnieżnicko-złotostocki, jesionicki) (rys. 4.6) (Mich-niewicz & Mroczkowska, 1991). Ten ostatni podział znacznie lepiej nawiązuje do podzia-łu Sudetów na jednostki tektoniczne wyższego rzędu (por. rozdz. 4.1).
W sudeckim regionie hydrogeologicznym wydzielono trzy typy głównych zbiorni-ków wód podziemnych (Kleczkowski, 1990; Paczyński, 1995):
• w masywach krystalicznych (nr 339 i 344),
• w skałach osadowych triasu i kredy niecki śródsudeckiej (nr 341 i 342, które tworzą w zasadzie jeden zbiornik łączący się na obszarze Republiki Czeskiej) oraz kredy niecki północnosudeckiej (nr 317),
• w skałach osadowych czwartorzędu (i trzeciorzędu), a według nowej nomenklatury stratygraficznej – paleogenu i neogenu, wypełniających kopalne doliny rzeczne (nr 340 i 343).
4. Obszar badań
Rys. 4.6. Rejony występowania współczesnych oraz zanikłych wód zmineralizowanych i swoistych (według Ciężkowski, 1990; uproszczone i uzupełnione) na tle uogólnionego podziału polskiej części Sudetów zachodnich i części bloku przedsudeckiego na jednostki tektoniczne wyższego
rzędu (według Sawicki, 1966, 1995; Oberc, 1972; Stupnicka, 1989; Aleksandrowski i in., 2000; Kozdrój i in., 2001; Aleksandrowski & Mazur, 2002) oraz podziału hydrogeologicznego regionu sudeckiego i wrocławskiego (mapka wewnętrzna według Michniewicz & Mroczkowska, 1991) uproszczonego i uzupełnionego: A – subregiony elewacyjne – wychodnie skał krystalicznych Sudetów zachodnich (1 – 5) oraz bloku przedsudeckiego (6)
(wody podziemne gromadzone w powiązanych hydraulicznie zbiornikach szczelinowych oraz w rumoszu zwietrzelinowym); B – subregiony depresyjne (synklinorialne) Sudetów zachodnich (7 i 8) oraz bloku przedsudeckiego (9) (wody gromadzone w utworach osadowych głównie trzeciorzędu,
Na obszarze wrocławskiego regionu hydrogeologicznego, w subregionie przed-sudeckim obejmującym blok przedsudecki, wydzielono dwa typy głównych zbiorników wód podziemnych (Kleczkowski, 1990; Paczyński, 1995):
• w skałach osadowych czwartorzędu (i trzeciorzędu) (paleogenu i neogenu) (nr 315), w tym wypełniających kopalne doliny rzeczne (nr 318 i 320),
• w skałach osadowych trzeciorzędu i kredy (paleogenu – neogenu i kredy) (nr 316, 319, 321 i 338).
Wydzielenie tych zbiorników świadczy o znacznej zasobności obszaru Sudetów w wody podziemne wysokiej jakości.
W regionie sudeckim występują wszystkie ważniejsze rodzaje wód podziemnych, tj. porowe, szczelinowe oraz lokalnie krasowe. Przepływ wody odbywa się w skałach po-rowatych, porowato-szczelinowatych i szczelinowatych, w szczelinach tektonicznych o zasięgu regionalnym, a także w szczelinach o charakterze lokalnym. Wody krasowe zwią-zane są z niewielkimi soczewami wapieni krystalicznych wśród skał metamorficznych metamorfiku kaczawskiego oraz metamorfiku orlicko-śnieżnickiego. Najbardziej korzy-stne warunki występowania wód podziemnych panują w utworach piaszczystych keno-zoiku (głównie plejstocenu oraz w utworach trzeciorzędu, tj. starszych od plejstocenu utworach neogenu i w utworach paleogenu), a także w piaskowcach ciosowych górnej kredy i piaskowcach triasu. Najmniej korzystne natomiast występują w łupkach epime-tamorficznych starszego paleozoiku (Michniewicz & Mroczkowska, 1991; Kowalski, 1992; Bocheńska i in., 2002). Należy podkreślić, że według najnowszych prac (Staśko, 1996, 2002; Staśko & Tarka, 2002) skały krystaliczne Sudetów (zwłaszcza gnejsy i gra-nitoidy) odznaczają się relatywnie dobrymi warunkami występowania i znaczącymi za-sobami wód podziemnych.
Infiltracja wód opadowych występuje przede wszystkim na powierzchniach zrów-nań morfologicznych w szczytowych partiach poszczególnych pasm górskich Sudetów. Jest ona procesem nieciągłym i ma charakter impulsów o dużych wartościach zasilania wiosną i latem. Koncentracja drenażu natomiast zachodzi na zboczach tych pasm, poni-żej powierzchni zrównań i charakteryzuje się niewielką zmiennością roczną. Moduł odpływu podziemnego z systemów szczelinowych wynosi średnio ponad 5 dm3·s–1·km–2 i zmienia się w granicach od 2 do 28 dm3·s–1·km–2. Tak więc Sudety charakteryzują się dużymi wartościami odpływu podziemnego oraz stosunkowo dużymi zasobami odna-wialnymi. W Sudetach dominują źródła i wysięki descenzyjne. Typowe źródła szczeli-nowe występują rzadko i stanowią około 20% wszystkich (ponad 10 000) źródeł. Zróż-nicowana jest także gęstość występowania źródeł – wskaźnik krenologiczny zmienia się w granicach 0,1–10. Wydajności źródeł sudeckich zalicza się do małych, należą prze-ważnie do VI klasy Meinzera (wydajność od 0,1 do 1 dm3·s–1). Wahania ich wydajno-ści plasują je wśród mało zmiennych i związane są przede wszystkim z zasilaniem opa-dami atmosferycznymi, w tym także woopa-dami roztopowymi. Nieliczne ujęcia pionowe w skałach krystalicznych charakteryzują się małą wydajnością od 0,7 do 4,7 m3·h–1 (w porównaniu np. do skał osadowych górnej kredy Sudetów, w których wartość
śre-dnia wydajności wynosi 34,8 m3·h–1, a średnia geometryczna 15,7 m3·h–1), podczas gdy poziome ujęcia (ujęcia sztolniowe) mogą dostarczać nawet do 100 m3 wody na godzinę (Kowalski i in., 1986; Malinowski i in., 1988; Michniewicz & Mroczkowska, 1991; Ko-walski, 1992; Bocheńska i in., 1997; Kryza, 1997; Kryza i in., 1997; Kryza & Kryza, 1997; Staśko, 1996, 2002; Staśko & Tarka, 2002; Tarka, 2001).
W Sudetach można wydzielić trzy wodonośne strefy głębokościowe. Najpłytszą sta-nowi strefa zwietrzelinowa o miąższości od około 1 do kilkunastu metrów, poniżej której, do głębokości około 50 m p.p.t. znajduje się strefa płytkich spękań o dużym zagęszcze-niu szczelin, łącząca się głębiej ze strefą głębokich spękań (Malinowski i in., 1988; Staśko, 2002; Staśko & Tarka, 2002). Prędkość przesączania pionowego dla pokryw zwietrzeli-nowych wynosi 0,1 m·d–1. W systemach szczelinowych natomiast prędkość przepływu jest rzędu 1,0 m·d–1, a czas przebywania wód podziemnych w systemie szczelinowym wynosi od roku do kilku (a nawet dziesięciu) lat. Powoduje to uzyskiwanie małych współ-czynników filtracji dla skał krystalicznych – 0,02–0,5 m·d–1 (Staśko, 1996, 2002; Staś-ko & Tarka, 2002). W odróżnieniu od skał krystalicznych, skały osadowe górnej kredy w nieckach północnosudeckiej i śródsudeckiej charakteryzują się znacznie większymi współczynnikami filtracji – od 0,02 do 167,04 m·d–1, przy średniej geometrycznej rów-nej 2,49 m·d–1 (Tarka, 2001).
Cechą wspólną wód podziemnych regionu sudeckiego, a równocześnie wyróżniającą je spośród wód innych regionów Polski, jest na ogół mała ich mineralizacja. Szczegól-nie małymi wartościami TDS charakteryzują się wody krystalicznych formacji geolo-gicznych. Dlatego też granica wód o wartościach TDS poniżej 1 g·dm–3 sięga aż do głę-bokości około 800 m p.p.t. w skałach krystalicznych i do około 150–200 m p.p.t. w ska-łach osadowych. W przeważającej mierze są to wody typu HCO3–SO4–Ca–Mg lub SO4– HCO3–Ca–Mg (Michniewicz & Mroczkowska, 1991; Bocheńska i in., 1997). W Sude-tach sporadycznie tylko występują wody, w których wartości TDS przekraczają 3 g·dm–3.