Zasolenie wód podziemnych kenozoiku Polski pó³nocno-zachodniej w wyniku
ascenzji solanek z mezozoiku
Dorota Kaczor*
The salinization of Cenozoic aquifers in NW Poland by ascending Mesozoic brines. Prz. Geol., 53: 489–499.
S u m m a r y. The salinization of Cenozoic aquifers caused by brines ascending from the Mesozoic was described on the basis of results of 7747 archival chemical analyses. The zones of confirmed aquifer salinization, defined by chloride concentration exceeding 60 mg/dm3and 70 mg/dm3(upper limits of hydrochemic background values), within the Pleistocene and Paleogene, Miocene and Pliocene usable groundwater aquifers respectively, occupy an area of 8600 km2(33 % of the study area), whilst the zones of potential salinization hazard extend on further 4900 km2 (19%). The groundwater salinization zones are mostly connected with the uplifted tectonic blocks, salt anticlines and fault zones, the structures allowing upwards directed migration of the Mesozoic brines into the Cenozoic useful aquifers. The salinization development is generally controlled by the flow directions within the active circulation zone and causes migration of brines under pressure along the tectonically produced pathways. The salinity increase affecting groundwater in the Cenozoic aquifers does not result from the recent leaching of the Zechstein salt bod-ies, as they are mostly isolated from the groundwater active circulation system. The ascending diluted brines constitute a potential threat to 4 (Uznam–101 and Wolin–102, Roœcino–103, Dêbno–134) from among 20 Major Groundwater Reservoirs and to 17 from among 31 main municipal groundwater intakes (total well discharge >100 m3/h).
Key words: salinization, groundwater, ascending brines, NW Poland
Geogeniczne zasolenie wód podziemnych kenozoiku pó³nocno-zachodniej Polski by³o przyczyn¹ wstrzymania eksploatacji grup studni, jak na przyk³ad w Œwinoujœciu, Kamieniu Pomorskim, Strze¿ewie, ¯ó³cinie, Ko³obrzegu, Bia³ogardzie, Myœliborzu i Szczecinie. Proces ten mo¿e wiêc stwarzaæ realne zagro¿enie dla jakoœci wód pozio-mów u¿ytkowych, a okreœlenie skali tego zjawiska ma istotne znaczenie dla prawid³owego gospodarowania zaso-bami wód podziemnych. Dlatego celem artyku³u jest omó-wienie przyczyn i rozwoju ascensyjnego zasolenia wód kenozoiku oraz prognoza zagro¿enia stwarzanego przez ascenzjê solanek dla jakoœci G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych i wiêkszych ujêæ komunalnych.
Przejawy zasolenia wód podziemnych opisywano ju¿ w XVIII i XIX w., przedstawiaj¹c charakterystykê s³onych Ÿróde³ i wycieków oraz stanowisk roœlin s³onolubnych, w okolicy Kamienia Pomorskiego, Ko³obrzegu, Trzebiato-wa, Bia³ogardu, Pyrzyc i Jeziora Miedwie (Ascherson, 1859; Deecke, 1898; Soenderop, 1911).
Wyró¿niæ mo¿na dwie zasadnicze grupy pogl¹dów wyjaœniaj¹cych przyczyny zasolenia wód podziemnych kenozoiku Ni¿u Polskiego. W licznych, szczególnie daw-niejszych pracach wyra¿ono pogl¹d, ¿e g³ówn¹ przyczyn¹ jest rozpuszczanie cechsztyñskich soli przez wody infiltra-cyjne kr¹¿¹ce w górotworze, o czym pisali Kolago (1964), Gumu³ka (1964), Dowgia³³o (1965a), Prochazka (1970), a ostatnio tak¿e Krawiec (1999), Kwaterkiewicz i in. (1999, 2000), Krawiec i in. (2000). Natomiast na podstawow¹ rolê ascenzji reliktowych wód mezozoiku w rozwoju zasolenia
wód poziomów kenozoicznych wskazali Dowgia³³o
(1965b), Macioszczyk (1980), Górski (1989), Gmurczyk (1999), Dowgia³³o i in. (1988, 1990), Dowgia³³o & Nowic-ki (1991, 1997).
Artyku³ przedstawia czêœciowe wyniki pracy przygo-towanej pod kierunkiem Prof. J. Dowgia³³o, w Studium
Doktoranckim, Instytutu Nauk Geologicznych, Polskiej Akademii Nauk w Warszawie.
Dane hydrogeochemiczne i sposób ich opracowania
Do charakterystyki ascenzyjnego zasolenia wód pod-ziemnych kenozoiku wykorzystano 7747 analiz chemicz-nych z Centralnego Archiwum Geologicznego oraz archiwów BPiUBU „BALNEOPROJEKT” i uzdrowiska w Ko³obrzegu, a tak¿e Zak³adów Wodoci¹gów i Kanalizacji w Szczecinie, Gryfinie, Goleniowie, Nowogardzie, Dziw-nowie i Kamieniu Pomorskim, Urzêdu Wojewódzkiego w Szczecinie i Centralnego Banku Danych Hydrogeologicz-nych HYDRO.
Odrzucono wyniki analiz chemicznych, wskazuj¹cych na antropogeniczn¹ genezê zasolenia wód. Za podstawow¹ przes³ankê antropogenicznego pochodzenia
podwy¿szone-go stê¿enia jonu chlorkowepodwy¿szone-go (>30 mg/dm3
) w wodzie przyjêto za Macioszczykow¹ (1991) i Górskim (2001) wysokie zawartoœci zwi¹zków azotu i siarczanów. Wed³ug Macioszczykowej (1991) o pocz¹tkowym stadium prze-obra¿enia antropogenicznego wód podziemnych œwiadczy
podwy¿szona zawartoœæ amoniaku (>0,1 mg/dm3),
azoty-nów (>0,005 mg/dm3
), azotanów (>0,5 mg/dm3
),
siarcza-nów (>50 mg/dm3). Natomiast Górski (2001)
zaproponowa³ by za przejaw zanieczyszczenia antropoge-nicznego wód podziemnych uznaæ stê¿enie azotanów
powy¿ej 0,1 mg/dm3
oraz siarczanów przekraczaj¹ce 40
mg/dm3w poziomach dobrze izolowanych, a wy¿sze od 75
mg/dm3
w poziomach odkrytych.
Dodatkowo uwzglêdniono g³êbokoœæ i sposób zago-spodarowania miejsca opróbowania warstwy wodonoœnej. Obliczona dla rozpatrywanych studni omawianego obsza-ru œrednia wartoœæ stê¿enia chlorków w wodach podziem-nych w poszczególpodziem-nych przedzia³ach g³êbokoœciowych, wskazuje na wyraŸn¹ tendencjê spadkow¹ do wartoœci
poni¿ej 30 mg/dm3 nastêpuj¹c¹ do g³êbokoœci 25–35 m
(ryc. 1). Przyjêto, ¿e taka zmiennoœæ stê¿enia Cl– mo¿e wyra¿aæ postêpuj¹cy z g³êbokoœci¹ zanik intensywnoœci oddzia³ywania chlorków zwi¹zanych z
zanieczyszczenia-*Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa; dkacz@op.pl
mi antropogenicznymi. Natomiast odnotowane na g³êbo-koœci powy¿ej 35–40 m podwy¿szone stê¿enia chlorków wi¹zaæ nale¿y w g³ównej mierze z zasoleniem ascenzyj-nym. Obserwacje te koresponduj¹ z wynikami opisanymi przez Macioszczykow¹ & Je¿a (1995) dla obszaru zlewni Utraty, Górskiego (1989) dla rejonu œrodkowej Wielkopol-ski i Dragona (1999) dla obszaru WielkopolWielkopol-skiej Doliny Kopalnej.
Odrzucono tak¿e wyniki analiz wskazuj¹cych na
wp³yw ingresji wód Ba³tyku na chemizm wód
podziemnych kenozoiku, bior¹c tu pod uwagê g³ównie g³êbokoœæ wystêpowania opróbowanej warstwy i wielkoœæ stê¿enia jonu chlorkowego. Przyjêto za Kwaterkiewiczem i in. (1999; 2000), i¿ zasolenie pierwszego, odkrytego poziomu wodonoœnego na wybrze¿u jest wynikiem oddzia³ywania wód Ba³tyku, a zasolenie drugiego pozio-mu, izolowanego kilkudziesiêciometrow¹ warstw¹ glin, pochodzi od wód mezozoiku. Uwzglêdniono jedynie ozna-czenia jonu Cl–
o stê¿eniu wy¿szym od œredniej dla wód
Ba³tyku, wynosz¹cej 4000 mg/dm3(K³yza, 1988).
Wartoœæ górnej granicy t³a hydrogeochemicznego dla jonu chlorkowego w wodach poziomów plejstoceñskich
równ¹ 60 mg/dm3(ryc. 2, 3) i poziomów paleogenu,
mio-cenu i pliomio-cenu — 70 mg/dm3
(ryc. 4, 5), wyznaczono zgodnie z metodyk¹ zaproponowan¹ przez Macioszczy-kow¹ (1976, 1990). Wydzielenie tylko tych dwóch zasad-niczych grup poziomów wodonoœnych, przy obliczaniu wartoœci t³a, spowodowane jest zwykle bardzo uproszczo-nym opisem profilu litologicznego i stratygraficznego wiê-kszoœci otworów, szczególnie w odniesieniu do osadów dawniej opisywanych jako trzeciorzêdowe.
Pojêcie „t³o hydrogeochemiczne” pomimo, ¿e
powszechnie stosowane, nadal przez wielu autorów uzna-wane jest za kontrowersyjne, dlatego nale¿y podkreœliæ, i¿ u¿ywane w tym artykule sformu³owanie „górna wartoœæ t³a hydrogeochemicznego dla chlorków” oznacza „górn¹ gra-nicê stê¿eñ chlorków pochodz¹cych z ascenzji wód s³onych”.
Zjawisko zasolenia ilustruje mapa wystêpowania pod-wy¿szonej zawartoœci chlorków w wodach podziemnych kenozoiku (ryc. 6), przedstawiaj¹ca studnie, w których
oznaczona wartoœæ jonu Cl–wynosi: 1) od 30 mg/dm3do
wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego, 2) od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego do 250
mg/dm3(norma dla wód pitnych), 3) powy¿ej 250 mg/dm3.
Nale¿y tu przypomnieæ, ¿e stê¿enie jonu chlorkowego o
10 20 30 40 50 60 0 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95 100 105 110 115 120 Cl [mg/dm ]- 3 g³êbokoœæ [m] depth [m]
Ryc. 1. Zmiennoœæ œred-niej zawartoœci jonu Cl– w wodach podziemnych kenozoiku w zale¿noœci od g³êbokoœci wystêpo-wania poziomów wodo-noœnych
Fig. 1. The variability of average chlorides concentration in Cenozoic aquifers related to the depth of aquifers 0 500 1000 1500 2000 2500 10 30 50 70 90 110 130 150 170 190 210 230 250 270 290 zawartoœæ Cl- [mg/dm ]3 Cl- concentration [mg/dm ]3 liczebnoœæ oznaczeñ number of samples iloœæ oznaczeñ number of examined samples n=7016
Ryc. 2. Rozk³ad wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlorków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich
Fig. 2. Distribution of chlorides concentration in Quaternary Ple-istocene aquifers 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 10 30 506070 90 110 130 150 170 190 210 230 250 270 290 czêsto œæ skumulowana [%] cumulated of frequency [%]
górna granica t³a chlorkowego dla wód poziomów plejstoceñskich
upper limit of the hydrogeochemical background values for the Pleistocene aquifers
60
zawartoϾ Cl- [mg/dm ]3
Cl- concentration [mg/dm ]3
Ryc. 3. Czêstoœæ skumulowana wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlor-ków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich Fig. 3. Cumulated frequency of chloride concentration in Pleistocene aquifers 0 50 100 150 200 250 300 iloœæ oznaczeñ number of examined samples n=644 10 30 50 70 90 110 130 150 170 190 210 230 250 270 290 liczebno œæ oznacze ñ number of samples zawartoœæ Cl- [mg/dm ]3 Cl- concentration [mg/dm ]3
Ryc. 4. Rozk³ad wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlorków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu
Fig. 4. Distribution of chlorides concentration in Paleogene, Mio-cene and PlioMio-cene aquifers
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 czêsto œæ skumulowana [%] cumulated of frequency [%] 10 30 50 70 90 110 130 150 170 190 210 230 250 270 290
górna granica t³a chlorkowego
dla wód poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu
upper limit of the hydrogeochemical background values for the Paleogene, Miocene and Plioceneaquifers
70
zawartoϾ Cl- [mg/dm ]3
Cl- concentration [mg/dm ]3
Ryc. 5. Czêstoœæ skumulowana wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlor-ków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu
Fig. 5. Cumulated frequency of chloride concentration in Paleoge-ne, Miocene and Pliocene aquifers
wartoœci 30 mg/dm3, zosta³o przez Macioszczykow¹ (1991), Grube (2000) i Górskiego (2001), przyjête za war-toœæ graniczn¹, wskazuj¹c¹ ju¿ na trwanie procesu zasole-nia wód u¿ytkowych Ni¿u Polsko-Niemieckiego.
Spoœród 7016 opróbowanych studni, ujmuj¹cych wody poziomów plejstoceñskich w 1259 studniach (17,7% ozna-czeñ) zawartoœæ jonu chlorkowego wynosi od 30 do 60
mg/dm3, w 623 studniach (8,7% oznaczeñ) wynosi od 61
do 250 mg/dm3
, a w 102 studniach (1,4% oznaczeñ)
prze-kracza 250 mg/dm3(ryc. 2). Na mapie wystêpowania
pod-wy¿szonej zawartoœci chlorków w wodach podziemnych kenozoiku (ryc. 6) naniesiono tylko 754 studnie, gdy¿ w przypadku ujêæ wielootworowych i w obszarach o du¿ym zagêszczeniu otworów, ze wzglêdów technicznych uwa-runkowanych skal¹ mapy, uwzglêdniano tylko jedn¹ stud-niê o najbardziej reprezentatywnej wartoœci oznaczenia chlorków.
Wœród 644 opróbowanych studni zafiltrowanych w poziomach paleogenu, miocenu i pliocenu, w 52 studniach (8,0% oznaczeñ) zawartoœæ jonu chlorkowego wynosi od
30 do 70 mg/dm3, w 44 studniach (6,8% oznaczeñ) wynosi
od 71 do 250 mg/dm3
, a w 21 studniach (3,2% oznaczeñ) przekracza 250 mg/dm3(ryc. 4).
Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich Za strefy udokumentowanego zasolenia wód pozio-mów plejstoceñskich przyjêto obszary zgrupowañ studni, w których odnotowano zawartoœæ jonu chlorkowego
wy¿sz¹ od 60 mg/dm3
, czyli od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego. Wystêpowanie tych stref wykazuje zwi¹zek z wyniesionymi blokami tektonicznymi, strefami uskokowymi i formami tektoniki solnej.
Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich w pó³nocnej czêœci antyklinorium pomorskiego Pó³nocna czêœæ antyklinorium pomorskiego, obej-muj¹ca wyniesione bloki Wolina, Gryfic i Ko³obrzegu pomiêdzy Œwinoujœciem a Bia³ogardem (ryc. 6), charakteryzu-je siê warunkami geologicznymi sprzyjaj¹cymi ascenzji
solanek mezozoiku. Wskutek erozyjnego usuniêcia
izoluj¹cych osadów paleogenu, silnie pociête uskokami ska³y mezozoiku, zawieraj¹ce wody zasolone, kontaktuj¹ siê tu bezpoœrednio z poziomami plejstoceñskimi.
Najbardziej znane s¹ wyst¹pienia wód zasolonych w
obrêbie plejstoceñskiej pokrywy antykliny Ko³obrzegu
(Deecke, 1898; Dowgia³³o, 1965a, b; Krawiec, 1999). Wspó³czesn¹ kontynuacjê procesu ascenzji potwierdzaj¹ samo-wyp³ywy solanek o mineralizacji od 45 do 51 g/dm3, obser-wowane w otworach nr 18, 35, 31 w uzdrowisku w Ko³obrzegu (Bronikowska-Chomej, 1995). Opisane przez Dowgia³³ê (1965a) otwory ujmuj¹ce zasolone wody z warstw plejstoceñskich zosta³y ju¿ niemal wszystkie
zli-kwidowane. Zasolenie wód poziomów plejstoceñskich
jest obecnie obserwowane w studniach 16A (czynnej) i 16B (zastêpczej) w rozlewni wód „Per³a Ba³tyku”, ujmuj¹cych warstwê wodonoœn¹ na g³êbokoœci 40,5–64,0 m (ryc. 6, 7). Wyniki analiz wykonanych przez „Balneoprojekt” w latach 2001–2002 wykazuj¹ wysok¹ zawartoœæ
chlor-ków (215,5–500,6 mg/dm3
) i pierwiastków œladowych, jak
brom (0,7–1,7 mg/dm3), jod (0,11–0,21 mg/dm3), stront
(0,74–1,3 mg/dm3
) i bar (0,04–0,06 mg/dm3
), co potwierdza ascenzyjne pochodzenie tych wód. Na tak¹ genezê zasole-nia wód wskazuj¹ te¿ wyniki badañ izotopów trwa³ych
tle-nu i wodoru oraz trytu, wykonane dla wód z otworu 16A w 1997 r. (Krawiec, 1999).
W okolicy Kamienia Pomorskiego wystêpuje zgru-powanie 34 studni (ryc. 6), ujmuj¹cych podglinowe plejsto-ceñskie warstwy wodonoœne, w których oznaczono
pod-wy¿szon¹ zawartoœæ chlorków (30–2970 mg/dm3), a silnie
pociête uskokami ska³y jurajskie i kredowe, zawieraj¹ce wody zasolone, le¿¹ tu na g³êbokoœci 10–40 m.
Maksy-maln¹ zawartoœæ jonu chlorkowego równ¹ 2970 mg/dm3
, odnotowano w 1972 r. w warstwie plejstoceñskiej ujêtej na g³êbokoœci 28,5 m w studni nr 1 w PGR ¯ó³cino (na pó³noc od Kamienia Pomorskiego). Samowyp³ywy w otworach ujmuj¹cych solanki, „Edward II” w Kamieniu Pomorskim, Jatki II i „Józef” w Dziwnówku oraz naturalne wyp³ywy solankowe w Œwierznie (Schulte, 1921), potwierdzaj¹ wspó³czesn¹ ascenzjê wód zasolonych do poziomów plejstoceñskich. Budowa geologiczna i warunki hydro-geologiczne opisywanego obszaru sprawiaj¹, ¿e ³atwo dochodzi do wzrostu zasolenia wód wskutek nadmiernej eksploatacji. Na przyk³ad, w studni H–1 ujêcia komu-nalnego w Kamieniu Pomorskim, ujmuj¹cej poziom plej-stoceñski na g³êbokoœci 20 m, w latach 1987–1999 odnoto-wano wzrost zawartoœci jonu chlorkowego od 35 do 498
mg/dm3. Badania trwa³ych izotopów tlenu i wodoru
potwierdzaj¹ ascenzyjne pochodzenie zasolenia wód tego ujêcia (Krawiec, 1999).
Powa¿nym problemem jest zasolenie wód (ryc. 6, 8), ujêcia komunalnego „Wydrzany” w Œwinoujœciu (na pograniczu synklinorium szczeciñskiego i antyklinorium pomorskiego), od 1973 r. eksploatuj¹cego plejstoceñsk¹ warstwê wodonoœn¹ na g³êbokoœci 20–30 m. W tym jednak przypadku zasolenie t³umaczone jest zwykle wp³ywem wód Ba³tyku (Jarz¹bek & P³ochniewski, 1991; Kucharski & Twarogowski, 1993), choæ nie brak te¿ interpretacji wi¹¿¹cych ten problem z ascenzj¹ zasolonych wód mezo-zoiku (Matkowska, 1983; Kachnic, 1999).
Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich nad strefami uskokowymi
WyraŸn¹ kumulacjê wyst¹pieñ podwy¿szonych stê¿eñ chlorków w wodach poziomów plejstoceñskich widaæ
wzd³u¿ strefy dyslokacyjnej Œwinoujœcie–Drawsko,
oddzielaj¹cej antyklinorium pomorskie od synklinorium
szczeciñskiego, szczególnie miêdzy Nowogardem i
£obzem (ryc. 6). W 55 studniach, ujmuj¹cych warstwy wodonoœne po³o¿one na g³êbokoœci wiêkszej od 20 m,
odnotowano zawartoœæ chlorków od 31 do 569 mg/dm3
(Kaczor, 2000a, b). Najwy¿sze stê¿enie jonów chlorko-wych stwierdzono w latach 1970–1978, na nieczynnym obecnie ujêciu w Konarzewie ko³o Nowogardu, gdzie w
studni nr 2 odnotowano 569 Cl–mg/dm3, a w studni nr 1
stê¿enie chlorków wynosi³o 322 mg/dm3
. Analizy che-miczne tych wód ujmowanych na g³êbokoœci 28,5–32,0 m, wykaza³y jednoczeœnie bardzo nisk¹ zawartoœæ zwi¹zków
azotu (NH4= 0,04 mg/dm
3
, NO2= 0,001 mg/dm
3 , NO3=
0,1 mg/dm3), zmniejszaj¹c¹ prawdopodobieñstwo wp³ywu
zanieczyszczeñ antropogenicznych.
WyraŸny wzrost zawartoœci jonu chlorkowego od 34 do
89,7 mg/dm3, odnotowano w latach 1970–1999 w warstwie
plejstoceñskiej, na g³êbokoœci 59 m w studni nr 1 w Rogo-wie (na wschód od Nowogardu). Oznaczenie wykonane w 1999 roku, wykaza³o znikom¹ zawartoœæ zwi¹zków azotu
wynosz¹c¹ odpowiednio dla NH4 = 0,4 mg/dm
3 , NO2
Oder River Œwinoujœcie Wolin Kamieñ Pomorski Gryfice Trzebiatów Œwidwin £obez Resko Po³czyn Zdrój Stargard Szczeciñski Gryfino Nowogard Goleniów Police Ko³obrzeg Mielno Mrze¿yno Bia³ogard Wa³cz Tuczno Kalisz Pomorski Drawno Choszczno Pyrzyce Myœlibórz Dêbno Chojna Widuchowa Strzelce Krajeñskie Wronki Czarnków Ryczywó³ MONOKLINA PRZEDSUDECKA FORESUDETIC MONOCLINE SYNKLINORIUM SZCZECIÑSKIE SZCZECIN SYN CLINORIUM ANTYKLINORIUM POMORSKIE POMORZE ANTICLINORIUM SYNKLINORIUM POMORSKIE POMORZE SYNCLINORIUM Czaplinek Szczecinek Odra T3 KOSZALIN SZCZECIN PI£A GORZÓW WLKP. Dêbczyno Grzybowo 1 „Edward II” Kamieñ Pom. IG1
Ustronie IG 1 Jamno IG 3 Jatki II „B1, B2” „Anastazja” Dziwnówek „Józef” Biesiekierz 1 Marianowo 1 Pi³a IG 1 Konarzewo T3 T2 T3 J1 T3 J3 T2 T3 T3 J1 T2 J1 T2 T3 T3 T3 T3 W ieprza Padew Pa rs ê ta Rega Gwda Noteæ Noteæ Myœl a Ina Rurzyca Ty w a Warta Drawa Warta P³onia 52 35’N° 17 00’E° 0 10km Jez. Miedwie Miedwie Lake Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon
NIEMCY
GERMANY
MORZEBA£TYCKIE BALTICSEA I I’ II II’ III III’ IV IV’ V V’ SZCZECIN WARSZAWA uskoki stwierdzone confirmed faults uskoki przypuszczalne hipothetical faults granice g³ównych jednostek tektonicznychborders of the main structural units
kierunki przep³ywu wód podziemnych piêtra kenozoicznego (wg Paczyñskiego-red., 1993) flow direction within Cenozoic aquifers (after Paczyñski-ed., 1993)
Dzia³y wód powierzchniowych: Watersheds:
drugiego rzêdu of the second order pierwszego rzêdu
of the first order poduszki i wa³y solne salt pillows and walls
diapiry solne przecinaj¹ce czêœciowo osady mezozoiku (kolor i symbol oznacza wiek ska³ le¿¹cych na utworach cechsztyñskich; salt diapirs partly piercing Mesozoic strata (color and letter symbols show the age of the rock overlying salt)
T3
zasiêg wystêpowania utworów paleogenu, miocenu i pliocenu (wg Ciuka i Piwockiego, 1988) extent of the Paleogene, Miocene and Pliocene deposits (after Ciuk and Piwocki, 1988)
Grzybowo 1 Jatki II
Samowyp³ywy solanek w otworach wiertniczych: Artesian flows in the boreholes:
z poziomu jury from Jurassic aquifers
z poziomu triasu from Triassic aquifers opisywany obszar
study area
linia przekroju geologicznego line of geological cross-section
I I’
Zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich: Chlorides concentration in Pleistocene aquifers:
61 - 250 mg/dm3
30 - 60 mg/dm3 > 250 mg/dm3
Zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu: Chlorides concentration in Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers:
<0,0001 mg/dm3
, NO3<0,1 mg/dm3i równie nisk¹
zawar-toœæ siarczanów 8,2 mg/dm3(Kaczor, 2000 a).
Intensywne zasolenie wód poziomów plejstoceñskich zaznacza siê na ujêciach Bia³ogardu i jego okolicy, przez
któr¹ biegnie strefa uskokowa Karlino–Szczecinek, roz-graniczaj¹ca antyklinorium pomorskie od synklinorium pomorskiego oraz wiele uskoków ni¿szej rangi (ryc. 6). Podwy¿szon¹ zawartoœæ jonu chlorkowego od 31 do 1900
mg/dm3 odnotowano w kilkudziesiêciu studniach,
ujmuj¹cych warstwê wodonoœn¹ o stropie po³o¿onym na g³êbokoœci powy¿ej 20 m.
Zgrupowanie kilkudziesiêciu studni, w których ozna-czono anomalne stê¿enie chlorków, jest umiejscowione w okolicy Koszalina, towarzysz¹c uskokom przecinaj¹cym ca³y kompleks mezozoiczny (Dadlez, 1976), które mog¹ tworzyæ drogi ascenzji solanek, rozcieñczonych w pozio-mach plejstoceñskich przez wody infiltracyjne. Na przyk³ad, w 1962 r. w studni numer 1 w Mielnie–Unieœciu, na g³êbokoœci 61,0–75,0 m, odnotowano zawartoœæ jonu
chlorkowego 2600 mg/dm3
, przy mineralizacji ogólnej
4600 mg/dm3(Dowgia³³o, 1965a). Stê¿enie jonu
chlorko-wego zmniejsza siê ku górze i wynosi 2005 mg/dm3
w stud-ni nr 2, zafiltrowanej na g³êbokoœci 54,1–63,8 m, sugeruj¹c uskoki faults studnia well punkt opróbowania sampling point zwierciad³o wód podziemnych ( nawiercone, ustalone w m n.p.m.) water table
( stated, stabilised in m a.s.l.) Objaœnienia do ryc.7 - 11: Explanation o Fig. 7 - 11:f r 5570 mgCl/dm3 piaski sands gliny tills i³y clays wapienie limestones mu³ki
silts stwierdzona zawartoœæ chlorków w wodach podziemnychchlorides concentration in groundwater samples
KO£OBRZEG ROZLEWNIA WÓD
WATER BOTTLING HEALTH-RESORTUZDROWISKO 10 0 -10 -20 -30 -40 -50 -60 -70 -80 10 0 -10 -20 -30 -40 -50 -60 -70 -80 m n.p.m. m a.s.l. 16A 46,0 m 67,0 m 16B 0 1km B1 108,0 m W I 6,0 7,7 5,7 8,1 2,2 1,7 5,0 m n.p.m. m a.s.l. E I' 6,0
Ryc. 7. Przekrój geologiczny I–I’ Fig. 7. Geological cross-section I–I’
Ps16 Ps4 S4 T28 IIIs Is
UJÊCIE WYDRZANY WYDRZANY GROUNDWATER INTAKE
UJÊCIE PARKOWA PARKOWAGROUNDWATER INTAKE
90,2 m 83,0 m 30,0 m 32,0 m 30,0 m 50,0 m ŒWINOUJŒCIE 0,5 2,90,2 -2,8 10 0 -10 -20 -30 -40 -50 -60 -70 -80 10 0 -10 -20 -30 -40 -50 -60 -70 -80 m n.p.m. m a.s.l. S II m n.p.m. m a.s.l. N II' 0 1km
Ryc. 8. Przekrój geologiczny II–II’ Fig. 8. Geological cross-section II–II’
120 120 80 80 40 40 0 0 -40 -40 -80 -80 -120 -120 -160 -160 -200 -200 -240 -240 SZCZECIN
PORT (WYSPA £ASZTOWNIA) PORT (£ASZTOWNIA ISLAND)
83,0 m SZPITAL PKP PKP HOSPITAL
MAT. BIUR. „DELFIN” ”DELFIN” COMPANY MLECZARNIA DAIRY 50 m 109 m 55,7 m 114 m 170 m m n.p.m. m a.s.l. NW III m n.p.m. m a.s.l. SW III' SE NE 0 1 km0
Ryc. 9. Przekrój geologiczny III–III’ Fig. 9. Geological cross-section III–III’
¬
Ryc. 6. Mapa wystêpowania podwy¿szonej zawartoœci chlorków w wodach podziemnych kenozoiku. Budowa strukturalna per-mo-meozoiku (wg Po¿aryskiego, 1974; Dadleza, 1976; Dadleza i in. [W:] Znosko, 1998)
Fig. 6. Map of the increased chlorides content distribution for Cenozoic aquifer. Structural scetch of the Permo–Mesozoic (after Po¿aryski, 1974; Dadlez, 1976; Dadlez et al. [In:] Znosko, 1998). Poduszki i wa³y solne (salt pillows and walls): 1 — Nowe Warpno, 2 — Rokita, 10 — Resko, 11 — Œwidwin, 12 — Kra-kówko, 15 — Goleniów, 19 — £obez, 20 — Barwice, 21 — Lotyñ, 22 — Szczecin, 23 — Marianowo, 25 — Drawsko, 26 — Gryfi-no, 27 — Pyrzyce, 28 — ChoszczGryfi-no, 29 — Recz, 31 — Miros³awiec—Trzcianka, 32 — Krajenka, 33 — Widuchowa, 34 — Banie, 35 — Lipiany, 36 — P³awno, 38 — Pi³a, 39 — Chojna, 40 — Myœlibórz, 41 — Karsko, 42 — Pe³czyce, 43 — Drezden-ko, 45 — Cedynia, 46 — Czelin, 47 — Dêbno. Diapiry solne (salt diapirs): 2 — Przytór, 3 — Miêdzyzdroje, 4 — Dargob¹dz, 5 — Kodr¹b, 6 — Goleniów, 8 — Wysoka, 9 — Nowogard, 14 — Wierzchos³aw, 16 — Ostrzyca, 17 — Grzêzno, 18 — Oœwino, 24 — Iñsko, 29 — Drawno, 30 — Dominikowo, 37 — Cz³opa, 44 — Szamotu³y
ascensyjne pochodzenie zasolenia wód ujmowanego poziomu.
Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich nad strukturami solnymi
WyraŸna kumulacja punktów odpowiadaj¹cych ozna-czeniom podwy¿szonej zawartoœci chlorków w wodach poziomów plejstoceñskich zaznacza siê na 31 spoœród 47 rozpatrywanych antyklin solnych: Szczecina, Krakówka, Gryfina, Chabowa, Maszewa, Marianowa, Choszczna, Recza, Dominikowa, £obza, Œwidwina, Grzêzna, Woœwi-na, Pi³y, Cz³opy, Po³czyWoœwi-na, Barwic, Lotynia, P³awWoœwi-na, Drez-denka, Pe³czyc, Karska, Myœliborza, Dêbna, Czelina, Widuchowej, Lipian, Bania, Miêdzyzdrojów, Dargob¹dza i
Kodrêbia (ryc. 6). Istnienie takiego zwi¹zku sugeruje, ¿e grzbiety antyklin solnych s¹ obsza-rami wzmo¿onej ascenzji zasolonych wód do poziomów plejstoceñskich. Obszary nad grzbie-tami wiêkszoœci tych antyklin solnych odzna-czaj¹ siê brakiem lub zmniejszon¹ mi¹¿szoœci¹ s³abo przepuszczalnych i³ów dolnego oligocenu (rupelu), izoluj¹cych wody poziomów plejsto-ceñskich od solanek mezozoiku. W po³udnio-wo-wschodniej czêœci opisywanego terenu tak¹ rolê odgrywaæ mog¹ tak¿e i³y plioceñskie. Wyniesione wskutek ruchów glaciizostatycz-nych obszary antyklin solglaciizostatycz-nych by³y
wyekspono-wane na wzmo¿on¹ erozjê i egzaracjê,
niszcz¹cych osady kenozoiku. Usuniêcie lub zmniejszenie gruboœci izoluj¹cych warstw ila-stych prowadzi³o do powstania okien hydroge-ologicznych, w obrêbie których poprzez system spêkañ zachodzi migracja solanek mezozoiku do poziomów wodonoœnych plejstocenu oraz pliocenu i miocenu. Ascenzja wód s³onych mo¿e byæ szczególnie wzmo¿ona na grzbietach antyklin, gdy¿ powstaj¹ce tu szczeliny w trakcie ruchów wypiêtrzaj¹cych mog¹ ulegaæ rozwarciu. Strefy kumulacji punktów o podwy¿szonej zawartoœci chlorków kontynuuj¹ siê tak¿e na obszarach s¹siednich synklin, roz-przestrzeniaj¹c siê zgodnie z kierunkami przep³ywu wód podziemnych. Przedstawiony schemat systemu kr¹¿enia wód podziemnych kenozoiku (ryc. 6) naszkicowano w oparciu o Atlas hydrogeologiczny Polski 1 : 500 000 (Paczyñski, 1993). Wody podlegaj¹ce cyrkulacji w gór-nych partiach górotworu rozcieñczaj¹ ascenduj¹ce ze ska³ mezozoiku solanki, a powsta³e w ten sposób roztwory p³yn¹ ku strefom drena¿u, czyli dolinom rzecznym. Dlate-go te¿ strefy stwierdzoneDlate-go zasolenia wód nie zawsze pokrywaj¹ siê ze strefami ascenzji.
Nad grzbietem antykliny solnej Szczecina stwierdzono istnienie okien hydrogeologicznych i relatywnie p³ytkie wystêpowanie wód zasolonych w ska³ach gór-nokredowych, bezpoœrednio kontaktuj¹cych z osadami plejstocenu (ryc. 6, 9). Na przyk³ad, w porcie szczeciñskim na wyspie £asztowni, na g³êbokoœci 92 m, w ska³ach kredowych nawier-cono solankê o mineralizacji 48 g/dm3(Linstow, 1913). Obecnoœæ solanek potwierdzi³y wyniki wykonanego w pobli¿u, w 1956 r., otworu o g³êbo-koœci 114 m, w którym odnotowano wyraŸny wzrost zawartoœci chlorków z g³êbokoœci¹ (Dowgia³³o, 1965a). W osadach czwartorzêdo-wych, na g³êbokoœci 86,9 m zawartoœæ jonu
chlorkowego wynosi³a 228 mg/dm3, a ju¿ na
g³êbokoœci 100 m w ska³ach kredy równa by³a
2692 mg/dm3
(ryc. 9).
Wyst¹pienia wód zasolonych w utworach plejstoceñskich odnotowano te¿ w wielu stud-niach w centrum Szczecina. S³one wody o mine-ralizacji 4,6 g/dm3i zawartoœci chlorków 2449
mg/dm3
nawiercono w osadach plejstocenu na g³êbokoœci 89 m, w pobli¿u nieistniej¹cego ju¿ budynku gie³dy obok starego ratusza (Deecke, 1906). W otworze wykonanym w 1959 r., dla mleczarni przy ul. Jagielloñskiej, na g³êbokoœci 95,5–99,6 m, w poziomach plejstoceñskich stwierdzono wystêpowanie wód o zawartoœci
chlorków równej 2535,5 mg/dm3 , przy minerali-40 80 120 0 -40 -80 -120 -160 -200 -240 -280 3093 m 8 8A 10 S3
CZERNIKÓW NAWROCKO MYŒLIBÓRZ RENICE
UJÊCIE KOMUNALNE MUNICIPAL GROUNDWATER INTAKE
51,0 63,0 40 80 120 0 -40 -80 -120 -160 -200 -240 -280 m n.p.m. m a.s.l. SW IV m n.p.m. m a.s.l. NE IV' 208 m 171 m 45 m 52 m 50 m 40 m 155 m 180 m 200 m 176 m 0 1 km0 ’
Ryc. 10. Przekrój geologiczny IV–IV’ Fig. 10. Geological cross-section IV–IV
120 100 80 60 40 20 0 -20 -40 -60 -80 -100 -120 -140 -160 -180 -200 -220 73 m 140 m 112 m 109 m 115 m
CHOSZCZNO ZAMÊCIN NADARZYN P£OTNO
120 100 80 60 40 20 0 -20 -40 -60 -80 -100 -120 -140 -160 -180 -200 -220 75 m 2 1Z 105 m 4 POHZ m n.p.m. m a.s.l. SW V m n.p.m. m a.s.l. NE V' MLECZARNIA DAIRY 0 5km
Ryc. 11. Przekrój geologiczny V–V’ Fig. 11. Geological cross-section V–V’
Od ra 52 35’N° 52 35’N° 17 00’E° Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon
NI
E
M
C
Y
GER
M
ANY
MORZEBA£TYCK IE BALTIC SEA Od er Riv er 138 123 135 136 125 125 120 118 119 103 104 126 1 2 7 127 127 127 146 122 137 138 139 102 101 134 147 0 10km Stargard Szczeciñski Ko³obrzeg Kalisz Pomorski Pyrzyce Dêbno GORZÓW WLKP. Bia³ogard Czaplinek KOSZALIN PI£A Œwinoujœcie „Wydrzany” Ujêcie dla Wolina Water Intake for Wolin Trzebiatów Bogucino Dêbczyno Roœciêcino Gryfice Resko Œwidwin Nowogard Gryfino Krzypnica Nowe Czarnowo Choszczno Drawno Wa³cz Barlinek Drezdenko Czarnków Chodzie¿ Siedlice Wronki SZCZECIN Police Goleniów Pilchowo Œwierczewo Ko³baskowoG³ówne Zbiorniki Wód Podziemmnych (wg Kleczkowskiego, 1990) The Major Groundwater Reservoirs (after Kleczkowski, 1990)
strefy potencjalnie zagro¿one ascenzj¹ wód zasolonych the zones of potential salinization hazard
Numer GZWP: – wyspa Uznam – wyspa Wolin – Roœcino – Sianowo – Polanów – Mostowo – Bobolice – Szczecin – Stargard-Goleniów – Wa³cz-Pi³a – Szczecinek – Z³otów-Pi³a-Strzelce – Dêbno – Barlinek – Dobiegniewo – Pradolina Warty – Pradolina Noteci – Smogulec-Margonim – Jezioro Bytyñskie-Wronki-Trzciel – dolina Warty Number of MGWR: (Uznam Island) (Wolin Island) ( (Noteæ ( (Warta Valley) 101 102 103 104 118 119 120 122 123 125 126 127 134 135 136 137 138 139 146 147
Warta River ice-marginal valley) River ice-marginal valley)
Bytyñ Lake-Wronki-Trzciel)
strefy o stwierdzonym zasoleniu wód podziemnych the zones of confirmed aquifer salinization
Ujêcia wód podziemnych o wydajnoœci powy¿ej 100 m /h:3
Groundwater intakes, discharge over 100 m /h:3
zagro¿one ascenzyjnym zasoleniem high salinization hazard zagro¿one w niewielkim stopniu low salinization hazard niezagro¿one non salinization hazard
137
obszar mo¿liwych ingresji wód Morza Ba³tyckiego area of possible Baltic Sea waters intrusion
Ryc. 12. Mapa zagro¿enia ascensyjnym zasoleniem wód podziemnych kenozoiku Fig. 12. Map of salinization hazard for Cenozoic aquifers
zacji ogólnej 4,2 g/dm3(Dowgia³³o, 1965a). Zasolenie wód poziomu plejstoceñskiego potwierdzaj¹ analizy wody wykonane w tej¿e mleczarni w latach 1968 i 1973 ze studni nr 4, w której na g³êbokoœci 20,9–35,7 m odnotowano
zawartoœæ chlorków równ¹ 105 mg/dm3. W oddalonym o
ok. 200 m otworze wykonanym w 1971 r. dla Zak³adów Materia³ów Biurowych „Delfin” przy ul. Œciegiennego, na g³êbokoœci 84–95 m, w poziomie plejstoceñskim odnoto-wano zawartoœæ jonu chlorkowego w wysokoœci 282
mg/dm3(ryc. 9). W otworze odwierconym w 1984 r., dla
Szpitala Kolejowego przy ulicy Wyzwolenia, na g³êbokoœci 54–58 m w osadach plejstoceñskich odnotowano
zawar-toœæ chlorków równ¹ 318 mg/dm3
, przy mineralizacji 896
mg/dm3, a ju¿ na g³êbokoœci 79 m zawartoœæ chlorków
wzros³a do 1400 mg/dm3(Matkowska, 1990).
W obszarze nad antyklin¹ soln¹ Myœliborza, w 18 stud-niach oznaczono podwy¿szon¹ zawartoœæ jonu
chlorkowe-go wynosz¹c¹, od 30 do 203 mg/dm3(ryc. 6). Na przyk³ad
w otworach nr 8, 8A, S3, i 10 ujêcia komunalnego w Myœli-borzu, podczas próbnych pompowañ w latach 1960–1982,
stwierdzono zawartoœæ chlorków od 126 do 203 mg/dm3
(ryc. 10). G³êbokoœæ po³o¿enia tego poziomu od 116 do 173 m, ponad stumetrowy nadk³ad glin i wyniki analiz che-micznych (powtórzone czterokrotnie w okresie 20 lat) wykazuj¹ce zbli¿on¹ zawartoœæ chlorków, wykluczaj¹ mo¿liwoœæ antropogenicznej genezy tak wysokiego zaso-lenia wód, potwierdzaj¹c trwanie procesu ascenzji. Obec-nie otwory te s¹ Obec-nieczynne, a eksploatacja wód odbywa siê z wy¿szych warstw.
Erozyjn¹ nieci¹g³oœæ pokrywy i³ów oligocenu, umo¿li-wiaj¹c¹ rozwój ascenzji, stwierdzono na wierzcho³ku anty-kliny solnej Choszczna, w otworze 1Z w Pañstwowym Oœrodku Hodowli Zwierz¹t w Nadarzynie. Strop mezozo-iku zbudowany z nawierconej tu na g³êbokoœci 115 m kre-dy pisz¹cej, przykryty jest silnie piaszczyst¹ glin¹ zwa³ow¹ o mi¹¿szoœci 16 m (ryc. 6, 11), stanowi¹c¹ jedyn¹ warstwê izolacyjn¹ dla osadów mu³kowo-piaszczystych zafiltrowa-nych na g³êbokoœci od 66 do 72 m, w wykonanej obok stud-ni nr 2. Oznaczona w trakcie budowy tej studstud-ni zawartoœæ
jonów chlorkowych wynios³a 75 mg/dm3, co mo¿e
wska-zywaæ na migracjê wód s³onych z poziomu górnokredowe-go. Tak¿e w warstwie po³o¿onej ni¿ej, na g³êbokoœci od 78,0 do 105,4 m, w studni numer 4, wykonanej dla mle-czarni w Choszcznie, stê¿enie jonu chlorkowego wynios³o
88,0 mg/dm3przy braku azotynów i azotanów. Ponadto, w
38 otworach w okolicy Choszczna, zafiltrowanych na g³êbokoœci poni¿ej 20 m, oznaczono podwy¿szon¹
zawar-toœæ chlorków od 31 do 160 mg/dm3
(ryc. 6). Strefy zasolenia wód poziomów paleogenu,
miocenu i pliocenu
Wody poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu (opi-sywanych dawniej jako trzeciorzêdowe) s¹ rzadko ujmo-wane na opisywanym terenie, a dane hydrochemiczne s¹ rozproszone i informuj¹ o zasoleniu tylko w odosobnio-nych punktach (ryc. 6). Jedyna strefa stwierdzonego zaso-lenia, udokumentowana przez zgrupowanie 30 studni, w których wykazano zawartoœæ chlorków powy¿ej 70
mg/dm3(wiêksz¹ od wartoœci górnej granicy t³a
hydroge-ochemicznego) wystêpuje wokó³ struktury solnej Szamo-tu³. W studniach tych, ujmuj¹cych g³ównie warstwy mioceñskie na g³êbokoœci od 48 do 177,2 m, stwierdzono
anomaln¹ zawartoœæ chlorków od 74,0 do 1835,0 mg/dm3,
a tylko w 7 studniach stê¿enie jonu chlorkowego wynosi³o
od 32,0 do 53,0 mg/dm3. Ascenzja wód s³onych w tym
przypadku wi¹¿e siê najprawdopodobniej z aktywnymi uskokami, przecinaj¹cymi strukturê soln¹ Szamotu³, a¿ do stropu mezozoiku.
Najwy¿sze stê¿enie chlorków w wodach poziomów
paleogenu i miocenu, 4300–6600 mg/dm3, odnotowano w
6 studniach w Mielnie ko³o Koszalina, na g³êbokoœci od 78,0 do 86,0 m (ryc. 6). S¹ to stê¿enia wy¿sze od stê¿enia jonu Cl–
typowego dla wód Ba³tyku, co w po³¹czeniu z samowyp³ywem solanki w otworze Jamno IG–3, sugeruje ascenzyjn¹ genezê zasolenia wód poziomu mioceñskiego okolic Mielna.
Zagro¿enie ascenzyjnym zasoleniem G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych
i ujêæ wód podziemnych
Na opisywanym obszarze wystêpuje 20 G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych, o numerach 101–104, 118–120, 122, 123, 125–127, 134–139, 146, 147 (Klecz-kowski, 1990). Wyznaczono je g³ównie w dolinnych i miê-dzymorenowych osadach plejstocenu, a tylko zbiorniki nr 126, 127, 134 i 146 obejmuj¹ równie¿ utwory paleogenu i miocenu. Wyznaczaj¹c obszary zasilania poszczególnych GZWP (okreœlanych dawniej jako Obszary Wysokiej — OWO i Najwy¿szej Ochrony — ONO), za zasadnicze kry-terium zabezpieczenia przyjêto gruboœæ i litologiê osadów nadk³adu poziomu wodonoœnego, a za podstawowe zagro¿enie dla jakoœci wód uznano zanieczyszczenia antropogeniczne (Kleczkowski, 1990; Paczyñski, 2003).
Zamierzeniem autorki jest zasygnalizowanie tego, ¿e równie¿ rozwój procesu ascenzji wód zasolonych w wielu miejscach stanowi potencjalne zagro¿enie dla jakoœci wód GZWP. Problem ten ilustruje mapa zagro¿enia ascenzyj-nym zasoleniem wód podziemnych kenozoiku (ryc. 12). Na mapê naniesiono wszystkie 20 GZWP na tle opisanych wczeœniej stref stwierdzonego zasolenia i stref potencjal-nego zagro¿enia zasoleniem wód poziomów kenozoicz-nych. Za strefy potencjalnego zagro¿enia zasoleniem, przyjêto grzbiety antyklin solnych i wyniesione bloki tek-toniczne, odznaczaj¹ce siê brakiem lub ma³¹ mi¹¿szoœci¹ izoluj¹cych i³ów oligoceñskich i plioceñskich oraz silnie pociête uskokami, czyli o budowie sprzyjaj¹cej ascenzji wód zasolonych.
Na tej podstawie wyznaczono GZWP zagro¿one ascen-zyjnym zasoleniem, do których nale¿¹ przede wszystkim
Zbiorniki Wyspy Uznam–101 i Wyspy Wolin–102
(nara¿one tak¿e na oddzia³ywanie wód Ba³tyku), Roœcina (103) oraz Dêbna (134), które niemal w ca³oœci mieszcz¹ siê w obrêbie stref stwierdzonego zasolenia wód podziem-nych (ryc. 12). W obszarze nadmorskim, w strefach powol-nej wymiany wód zasolenie mo¿e siê tak¿e wi¹zaæ z wodami m³odoreliktowymi, pozosta³ymi po morzu litory-nowym (Kozerski & Kwaterkiewicz, 1984, 1988). Tak¿e fragmenty zbiorników o numerach 118, 119, 120, 125, 126, 127, 122, 123, 135, 137, 138, 146 i 139, wystêpuj¹ w strefach stwierdzonego i potencjalnego zasolenia. Zbiorni-ki Sianowo (104), Dobiegniewo (136) i doliny rzeZbiorni-ki Warty (147), umiejscowione s¹ poza strefami stwierdzonego i potencjalnego zasolenia wód podziemnych, co oznacza, ¿e brak jest przes³anek wskazuj¹cych na zagro¿enie ascenzj¹ wód zasolonych mezozoiku.
W podobny sposób rozwa¿ono zagro¿enie jakie stwa-rza ascenzja wód zasolonych dla 31 najwiêkszych w regio-nie ujêæ wód podziemnych, o wydajnoœci powy¿ej 100
m3/h (ryc. 12). Podstaw¹ by³y oznaczenia zawartoœci chlor-ków z okresu budowy studni, a tylko w niektórych
przy-padkach wykorzystano dodatkowo wyniki analiz
chemicznych wykonane dla arkuszy Mapy hydrogeolo-gicznej Polski 1:50000.
Do grupy zagro¿onych ascenzj¹ zaliczono 17 ujêæ umiejscowionych w strefach stwierdzonego zasolenia wód
podziemnych. Stê¿enie chlorków powy¿ej 60 mg/dm3
odnotowano w pojedynczych studniach na 7 ujêciach w Œwinoujœciu („Wydrzany”), Wolinie, Ko³obrzegu („Bogu-cino”), Koszalinie, Gryfinie, Nowym Czarnowie i Czarn-kowie, a na 6 ujêciach w Gryficach, Nowogardzie, Krzypnicy, Stargardzie Szczeciñskim, Wa³czu i Siedlicach
odnotowano zawartoœæ chlorków od 30 do 60 mg/dm3.
Natomiast na 4 ujêciach komunalnych w Ko³obrzegu („Roœciêcino”), Trzebiatowie, Goleniowie i Choszcznie,
stê¿enie chlorków nie przekracza 30 mg/dm3. Ujêcia w
Stargardzie Szczeciñskim, Ko³obrzegu, Gryficach, Trze-biatowie, Siedlicach, Gryfinie, Wolinie, Czarnkowie, Goleniowie czy Krzypnicy le¿¹ w strefach drena¿u, co sprzyja migracji chlorków z obszarów stwierdzonej ascen-zji ku dolinom rzecznym, przy których umiejscowione s¹ te ujêcia.
Do grupy ujêæ o niskim stopniu zagro¿enia ascenzj¹ wód s³onych zaliczono ujêcia w Policach, Resku, Ko³baskowie, Pilchowie, Œwierczewie i Pile, le¿¹ce w obszarach potencjalnie zagro¿onych zasoleniem, a do gru-py ujêæ niezagro¿onych ujêcia w Dêbczynie, Drawnie, Œwidwinie, Drezdenku, Barlinku i Wronkach, po³o¿one poza tymi obszarami.
Podsumowanie
£¹czna powierzchnia stref stwierdzonego zasolenia, w których odnotowano zawartoœæ jonu chlorkowego wy¿sz¹ od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego
(powy¿ej 60 mg/dm3
dla poziomów plejstoceñskich i
powy¿ej 70 mg/dm3dla poziomów paleogenu, miocenu i
pliocenu) wynosi 8600 km2
, czyli 33% opisywanego tere-nu. Strefy potencjalnego zagro¿enia zasoleniem, do których zaliczono obszary odznaczaj¹ce siê brakiem lub ma³¹ mi¹¿szo-œci¹ izoluj¹cych i³ów oligoceñskich i plioceñskich, zajmuj¹ powierzchniê 4900 km2
, czyli 19% opisywanego terenu. Wystêpowanie podwy¿szonych zawartoœci chlorków w wodach kenozoiku wi¹¿e siê z wyniesionymi blokami tek-tonicznymi, strefami uskokowymi i grzbietami antyklin solnych, czyli obszarami o budowie geologicznej i warun-kach hydrogeologicznych sprzyjaj¹cych ascenzji solanek ze ska³ mezozoiku do wód u¿ytkowych.
Spêkania i uskoki w ska³ach mezozoiku, s³u¿¹ jako dro-gi ascenzji wód s³onych. Na silnie spêkanych, wyniesionych blokach tektonicznych i grzbietach antyklin solnych, wskutek erozyjnego usuniêcia lub redukcji mi¹¿szoœci izo-luj¹cych i³ów oligoceñskich i plioceñskich, powsta³y okna hydrogeologiczne, umo¿liwiaj¹ce przep³yw wód s³onych do osadów plejstocenu. Tak powsta³e okna hydrogeolo-giczne s¹ uznawane w pó³nocnych Niemczech za podsta-wow¹ drogê ascenzji wód s³onych, zachodz¹cej wskutek zró¿nicowania ciœnieñ istniej¹cych miêdzy wodami piêter mezozoiku i kenozoiku (Glander, 1982; Grube, 2000; Gru-be i in., 2000). Rozwój zasolenia zale¿y równie¿ od kierun-ków przep³ywu w strefie aktywnej wymiany wód podziemnych, dlatego strefy stwierdzonego zasolenia wód nie zawsze pokrywaj¹ siê ze strefami ascenzji solanek ule-gaj¹cych silnemu rozcieñczeniu. W rezultacie obszary
koncentracji punktów o podwy¿szonej zawartoœci chlor-ków rozprzestrzeniaj¹ siê tak¿e na obszarach synklin.
Zasolenie omawianych wód podziemnych kenozoiku nie jest rezultatem wspó³czesnego rozpuszczania struktur solnych, o czym œwiadczy obecnie obserwowany brak kon-taktu wód strefy aktywnej wymiany z solami cechsztyñski-mi. Jedynie s³up solny Goleniowa nosi œlady ³ugowania w paleogenie (Jaskowiak-Schoeneichowa, 1979). Nale¿y jednak podkreœliæ, ¿e wspó³czesne rozpuszczanie cechsz-tyñskich soli buduj¹cych diapiry (bardziej dojrza³e ni¿ te na opisywanym obszarze), kontaktuj¹ce siê z wodami strefy aktywnej wymiany trwa w pó³nocnych Niemczech (Glan-der, 1982; Lehmann, 1975; Putscher, 1978).
Warunkiem rozwoju ascenzji jest przede wszystkim odpowiednio wysokie ciœnienie solanek w górotworze, powoduj¹ce ich przep³yw systemem spêkañ do poziomów wód zwyk³ych. Istnienie odpowiednio wysokich ciœnieñ solanek mezozoiku potwierdzaj¹ samowyp³ywy w otwo-rach Kamieñ Pomorski IG–1, Grzybowo 1, Ustronie IG–1, Jamno IG–3, Biesiekierz 1, Pi³a IG–1, B–1 i B–2 w Ko³obrzegu oraz „Anastazja” w Podczelu (ryc. 6).
Ascenzja wód zasolonych do u¿ytkowych poziomów kenozoiku stanowi potencjalne zagro¿enie dla jakoœci 4 spoœród 20 G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych, Wyspy Uznam–101 i Wolin–102, Roœcina–103, Dêb-na–134. Natomiast w przypadku fragmentów trzynastu GZWP o numerach 118, 119, 120, 125, 126, 127, 122, 123, 135, 137, 138, 146 i 139, zagro¿enie takie powinno byæ te¿ brane pod uwagê. Nale¿a³oby wiêc, rozwa¿yæ celowoœæ weryfikacji zasobów eksploatacyjnych pracuj¹cych w obrêbie tych GZWP studni, które wykazuj¹ wzrost stê¿enia chlorków w wodach w trakcie d³ugoletniej eksploatacji.
Spoœród 31 ujêæ wód podziemnych o wydajnoœci
powy¿ej 100 m3
/h, a¿ 17 ujêæ uznano za zagro¿one ascen-zj¹ wód zasolonych, przy czym w 7 z nich oznaczona zawartoœæ jonów chlorkowych przekracza wartoœæ górnej
granicy t³a hydrogeochemicznego (60 mg/dm3), a w
dal-szych 6 przekracza 30 mg/dm3, czyli wartoœæ wskaŸnikow¹
dla pocz¹tkowych stadiów zasolenia wód podziemnych. Przytoczone przyk³ady sugeruj¹, ¿e zjawisko zasolenia wód podziemnych kenozoiku, zazwyczaj postrzegane g³ównie jako problem zwi¹zany z u¿ytkowaniem wód w strefie przymorskiej, zaznacza siê wyraŸnie tak¿e na znacznej czêœci pó³nocno–zachodniej Polski.
Autorka sk³ada serdeczne podziêkowania Panu Profesorowi Janowi Dowgialle, a tak¿e dwóm anonimowym recenzentom za dyskusjê i krytyczne uwagi przyczyniaj¹ce siê do powstania osta-tecznej wersji artyku³u. Dziêkujê równie¿ wszystkim osobom i instytucjom, które udostêpni³y dane hydrochemiczne.
Literatura
ASCHERSON P. 1859 — Die Salzstellen der Mark Brandenburg in ihrer Flora nachgewiesen. Zeitschr. d. deutschen Geol. Ges., 11. BRONIKOWSKA-CHOMEJ I. 1995 — Projekt zagospodarowania z³o¿a leczniczych wód mineralnych „Ko³obrzeg”. Arch. PPU Ko³obrzeg.
CIUK E. & PIWOCKI M. 1988 — Mapa z³ó¿ wêgli brunatnych i obszarów perspektywicznych w Polsce w skali 1:500 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
DADLEZ R. (red.) 1976 — Perm i mezozoik niecki pomorskiej. Pr. Inst. Geol., 79.
DADLEZ R., IWANOW A., LESZCZYÑSKI K. & MAREK S. 1998 — Mapa tektoniczna kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego. [W:] Znosko J. (red.) — Atlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. Geol., War-szawa.
DEECKE W. 1898 — Die Soolquellen Pommerns. Ein Beitrag zur Heimatskunde. Mitt. aus d. Naturwiss. Ver. f. Neu-vorpommern u. Rügen zu Greifswald, 40 Jahrb. R. Gaertners Verlagsbuchhandlung. Berlin, 43.
DEECKE W. 1906 — Neue Materialen zur Geologie von Pommern. II Bohrungen im Diluvium Vorpommerns. Mitt. D.Naturwirtsch. V. f. Neu-vorpommern u. Rügen zu Greifswald. F.W. Künike. Greifswald. DOWGIA££O J. 1965a — Solanki Pomorza Zachodniego. STN Szczecin.
DOWGIA££O J. 1965b — The Occurrence of Brines within the Ko³obrzeg Unit, their Genesis and Relation to Tectonics. Bull. L’Aca-demie Pol. Sci., 13: 305–312.
DOWGIA££O J., NOWICKI Z., BEER J., BONANI G., SUTER M., SYNAL H. A. & WÖLFLI W. 1988 — Wystêpowanie chloru–36 w wodach podziemnych oligocenu niecki mazowieckiej. [W:] Aktualne Problemy Hydrogeologii, IV Ogólnopolskie Sympozjum, Gdañsk: 22–31.
DOWGIA££O J., NOWICKI Z., BEER J., BONANI G., SUTER M.,
SYNAL H. A. & WÖLFLI W., 1990 —36Cl in ground water of the
Mazowsze basin (Poland). J. Hydrology, 118: 373–385.
DOWGIA££O J. & NOWICKI Z. 1991 — Nowe dane o wystêpowa-niu chloru –36 w wodach podziemnych oligocenu niecki mazowieckiej. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej, V Ogólnopol-skie Sympozjum. T. V, Warszawa–Jachranka: 95–101.
DOWGIA££O J. & NOWICKI Z. 1997 — Badania izotopowe wód podziemnych w utworach trzeciorzêdowych regionu mazowieckiego — dotychczasowe wyniki i dalsze potrzeby. [W:] Dowgia³³o J. & Macioszczyk A. (red.) — Oligoceñski zbiornik wód podziemnych regionu mazowieckiego, PAN Warszawa: 104–117.
DRAGON K. 1999 — Wp³yw antropopresji na chemizm wód pod-ziemnych wielkopolskiej doliny kopalnej miêdzy Obr¹ a Wart¹. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa–Kielce. 15–17. 09. 1999: 37–42.
GLANDER H. 1982 — Mineralwasseraustritte im Nordteil der DDR aus alter und neuer Sicht, dargestellt am Beispiel der Salzstellen Zos-sen, Dabendorf, Mittenwalde und Storkow. Zeitschrift für angewandte Geologie, 28: 76–80.
GMURCZYK T. 1999 — Geneza wysokich stê¿eñ jonów chlorkowych w wodach podziemnych rejonu ¯ychlina. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. 9. Warszawa–Kielce, 15–17. 09. 1999: 57–63. GÓRSKI J. 1989 — G³ówne problemy chemizmu wód podziemnych utworów kenozoiku œrodkowej Wielkopolski. Z. Nauk. AGH, 45. GÓRSKI J. 2001 — Propozycja oceny antropogenicznego zanieczysz-czenia wód podziemnych na podstawie wybranych wskaŸników hydro-chemicznych. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. 10. Wroc³aw, 2001: 309–313.
GRUBE A. 2000 — Widespread geogenic salt water occurence in Nor-th Germany — demonstrated on Nor-the basis of a generalized map.
Proce-edings of the 16thSalt Water Intrusion Meeting, Miêdzyzdroje–Wolin:
55–61.
GRUBE A., HERMSDORF A., LANG M., RECHLIN B.,
SCHNEIDER W. & WICHMANN K. 2000 — Prognose des Salzwas-seraufstiegs im pleistozänen Grundwasserleiterkomplex eines geplan-ten Wasserwerkes im Land Brandenburg–Grundwassermodelle und hydrogeochemische Untersuchungen. Brandenburgische Geowis-senschafte Beiträge, 7: 41–52.
GUMU£KA J. 1964 — Geochemia wód powierzchniowych w rejonie wysadów solnych i zaburzeñ tektonicznych. Biul. Inst. Naft., 14: 1–3. JARZ¥BEK H. & P£OCHNIEWSKI Z. 1991 — Piêtro wodonoœne czwartorzêdu, Region Zachodniopomorski. [W:] Malinowski J. (red.) — Budowa geologiczna Polski. Hydrogeologia, 7: 60–62.
JASKOWIAK-SCHOENEICHOWA M. (red.) 1979 — Budowa geolo-giczna niecki szczeciñskiej i bloku Gorzowa. Pr. Inst.Geol., 96. KACHNIC M. 1999 — Ingresja wód zasolonych na wyspie Uznam — ujêcie „Wydrzany”. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa–Kielce. 15–17. 09. 1999: 127–133.
KACZOR D. 2000a — Mapa hydrogeologiczna Polski w skali 1 : 50 000, arkusz Jenikowo (192). CAG Warszawa.
KACZOR D. 2000b — Mapa hydrogeologiczna Polski w skali 1 : 50 000, arkusz Tucze (193). CAG Warszawa.
KLECZKOWSKI A. S. (red.) 1990 — Mapa obszarów g³ównych zbiorników wód podziemnych (GZWP) w Polsce wymagaj¹cych szcze-gólnej ochrony 1 : 500 000. CPBP 04.10. Wyd. AGH, Kraków. K£YZA T. 1988 — Wody podziemne na Wolinie i polskim Uznamie. [W:] Aktualne Problemy Hydrogeologii, IV Ogólnopolskie Sympo-zjum. Gdañsk: 83–92.
KOLAGO C. 1964 — Wody mineralne województwa szczeciñskiego i perspektywy ich wykorzystania. Prz. Zachodniopomorski, 5: 65–85. KOZERSKI B. & KWATERKIEWICZ A. 1984 — Strefowoœæ zasole-nia wód podziemnych a ich dynamika na obszarze delty Wis³y. Arch. Hydrotech., 31: 231–255.
KOZERSKI B. & KWATERKIEWICZ A. 1988 — Przyczyny i stan zasolenia wód podziemnych czwartorzêdu w rejonie Gdañska. [W:] Aktualne Problemy Hydrogeologii, IV Ogólnopolskie Sympozjum. Gdañsk: 93–104.
KRAWIEC A. 1999 — Badania izotopowe i chemiczne wód podziem-nych Zachodniego Pobrze¿a Polski. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa–Kielce, 15–17. 09. 1999: 165–171. KRAWIEC A., RÜBEL A., SADURSKI A., WEISE S. M. & ZUBER A. 2000 — Preliminary hydrochemical, isotope, and noble gas investi-gations on the origin of salinity in coastal aquifers of Western
Pomera-nia, Poland. Proceedings of the 16th
Salt Water Intrusion Meeting. Miêdzyzdroje–Wolin: 87–94.
KUCHARSKI R. & TWAROGOWSKI J. 1993 — Dynamika rozprze-strzeniania siê zasolenia i zanieczyszczenia wód podziemnych na obszarze Œwinoujœcia. Prz. Geol., 41: 639–646.
KWATERKIEWICZ A., SADURSKI A. & ZUBER A. 1999 — Wiek wód podziemnych rejonu £eby i geneza ich zasolenia. [W:] Wspó³cze-sne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa–Kielce, 15–17. 09. 1999: 187–194.
KWATERKIEWICZ A., SADURSKI A. & ZUBER A. 2000 — Origin of salinity in coastal aquifers of £eba region as indicated by
environ-mental isotopes. Proceedings of the 16th
Salt Water Intrusion Meeting. Miêdzyzdroje–Wolin: 169–174.
LEHMANN H.W. 1974 — Geochemie und Genesis der Tiefenwasser der Nordostdeutschen Senke. Zeitschrift für angewandte Geologie, 20: 551–557.
LINSTOW O. 1913 — Die Tektonik der Kreide im Untergrunde von Stettin und Umgebung und die Stettiner Stahlquelle. Jahrb. D.Königl. Preuss. Geol. L. A. Bd. XXXIV. T. 1.
MACIOSZCZYK A. 1976 — Wyznaczanie t³a i anomalii hydrogeoche-micznych w badaniach hydrogeologicznych. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 21: 67–81.
MACIOSZCZYK A. 1980 — Regionalna strefowoœæ hydrogeologiczna niecki mazowieckiej. Mat. Sympozjum: Wspó³czesne problemy hydro-geologii regionalnej Jachranka k/Warszawy: 204–212.
MACIOSZCZYK A. 1990 — T³o i anomalie hydrogeochemiczne. Metody badania, oceny i interpretacji. Wyd. SGGW–AR, Warszawa. MACIOSZCZYK A. 1991 — Pocz¹tkowe stadia antropogenicznych przekszta³ceñ chemizmu wód podziemnych — ich ocena i interpreta-cja. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej. Ogólno-polskie Sympozjum. T. V. Warszawa–Jachranka, 1991: 254–258. MACIOSZCZYK A. & JE¯ £. 1995 — Chlorki czu³ym wskaŸnikiem zanieczyszczeñ antropogenicznych wód podziemnych. Wspó³czesne problemy hydrogeologii, VII: 259–267.
MATKOWSKA Z. 1983 — Zasolenie poziomu czwartorzêdowego w strefie nadmorskiej. Przew. 54 Zjazdu Pol.Tow. Geol.: 205–209. MATKOWSKA Z. 1990 — Arkusz Dziwnów i Szczecin Mapy hydro-geologicznej Polski 1:200 000 z objaœnieniami. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.
PACZYÑSKI B. (red.) 1993 — Atlas hydrogeologiczny Polski 1:500 000. Cz. I. System zwyk³ych wód podziemnych. Pañstw. Inst. Geol. Warsza-wa.
PACZYÑSKI B. (red.) 2003 — Wstêpna waloryzacja G³ównych Zbior-ników Wód Podziemnych w aspekcie oceny wartoœci u¿ytkowych zgromadzonych w nich wód, celowoœci i kolejnoœci wprowadzenia zabiegów ochronnych. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.
PO¯ARYSKI W. (red.) 1974 — Budowa geologiczna Polski. Tektoni-ka. Wyd. Geol.
PROCHAZKA K. 1970 — Wp³yw struktur solnych K³odawy i Uœciko-wa na zasolenie ska³ nadk³adu i wód studziennych (Kujawy). Pr. Geol., PAN, Oddz. Kraków, 62.
PUTSCHER S. 1978 — Ursachen und Auswirkungen geodynamischer Processe im Bereich der Salinarstruktur Sperenberg. Zeitschrift für angewandte Geologie, 12: 527–531.
SCHULTE L. 1921 — Geologische Karte von Preuâen und benachbar-ten Bundesstaabenachbar-ten, Blatt Schwiersen. Preuâische Geologische Lande-salstadt, Berlin.
SOENDEROP F. 1911 — Der Oberflächenbau des Kreises Pyritz in Pommern. Stettin.
