Problem zasobów wód podziemnych na przykładzie Półwyspu Helskiego

Problem zasobów wód podziemnych na przykładzie Półwyspu Helskiego*

Kazimierz Burzyński**, Andrzej Sadurski***

W y s p y i m i e r z e j e należą d o o b s z a r ó w o b a r d z o niskich zasobach w o d n y c h . N a w y b r z e ż u Bałtyku P o ł u d n i o w e g o są one terenami o d u ż e j koncentracji o ś r o d k ó w w y p o c z y n -k o w y c h . W m i e j s c a c h o s -k o n c e n t r o w a n e j e-ksploatacji za-soby w ó d słodkich zostały j u ż w y c z e r p a n e [9,10]. W per-spektywie r o z w o j u m i e j s c o w o ś c i p o ł o ż o n y c h n a mierze-j a c h zwiększenie, d o s t a w w o d y słodkiemierze-j będzie p o k r y w a n e z z a s o b ó w z n a j d u j ą c y c h się n a w y b r z e ż u . O b s z a r mierzei lub w y s p y stanowi z a m k n i ę t ą j e d n o s t k ę hydrogeologiczną, w której zasoby w ó d słodkich p o w s t a j ą wskutek wielolet-niej a k u m u l a c j i n a d w y ż e k o p a d ó w . M o ż n a w nich j e d n a k wyróżnić wszystkie e l e m e n t y w ł a ś c i w e regionalnej j e d n o -stce z a s o b o w e j . S ą n i m i obszar zasilania, k t ó r y m jest stre-fa w y d m n a d m o r s k i c h o r a z obszar drenażu, d o którego na-leży strefa w z d ł u ż linii b r z e g o w e j . S o c z e w a w ó d podzie-m n y c h stanowi o d r ę b n e ś r o d o w i s k o h y d r o g e o c h e podzie-m i c z n e w stosunku do o t a c z a j ą c y c h j ą w ó d słonych (morskich). T e specyficzne p r o b l e m y b a d a w c z e znalazły odzwiercied-lenie w pracach M i ę d z y n a r o d o w e j Asocjacji Hydrogeolo-g ó w (IAH), w której p o w o ł a n o sekcję hydroHydrogeolo-geoloHydrogeolo-gii wy-brzeży. P r a c e u c z e s t n i k ó w cyklicznych seminariów Salt Water Intrusion Meeting są p o ś w i ę c o n e właśnie tej tema-tyce. H y d r o g e o l o g i a P ó ł w y s p u H e l s k i e g o była w ostatnim dziesięcioleciu p r z e d m i o t e m wielu prac [5, 9, 12].

O b o w i ą z u j ą c a d o t y c h c z a s w kraju klasyfikacja zaso-b ó w w ó d p o d z i e m n y c h jest zaso-b a r d z o r o z zaso-b u d o w a n a pod w z g l ę d e m f o r m a l n y m . T e r m i n „ z a s o b y " o b e j m u j e zarów-n o objętości w ó d zarów-naturalzarów-nie p o w s t a ł y c h , b ę d ą c y c h w spo-czynku, j a k i w stanie p r z e p ł y w u ,

sztucznie z w i ę k s z o n y c h i dopły-w a j ą c y c h d o ujęć. B a r d z o t r u d n o jest zastosować o b o w i ą z u j ą c y po-dział z a s o b ó w do ich o c e n y w nie-t y p o w y c h w a r u n k a c h mierzei, knie-tó- któ-re p r z y p o m i n a j ą n i e m a l skalę laboratoryjną. Podjęto zatem próbę uproszczenia terminologii zasobów i wodnych mierzei w celu jednozna- 1 cznego ich stosowania w efektyw-nej, porządkowanej obecnie gospo-darce wodnej terenów nadmorskich.

W a r u n k i w y s t ę p o w a n i a w ó d p o d z i e m n y c h

skie w rynnach erozyjnych są grubo- i średnioziarniste z domie-szką frakcji żwirowej oraz pojedyńczymi otoczakami. Spotykane są w nich okruchy gez i margli kredy górnej. Wodoprzepuszczal-ność tych utworów jest wielokrotnie większa od kontaktujących się z nimi w podłożu piasków drobnoziarnistych z glaukonitem wieku kredowego. Zwierciadło wód nawiercane na głębokości poniżej 90 m, stabilizowało się pierwotnie na rzędnej ok. 2,0 m npm. Obecnie, zwierciadło dynamiczne w sąsiedztwie ujęć w Ju-racie i w Helu obniżono od - 3 do - 5 m npm [6, 9]. Próbne po-mpowania otworów studziennych dostarczyły parametrów hydro-geologicznych ośrodka skalnego. Współczynnik filtracji piasków poziomu plejstoceńsko-kredowego wynosi od 0,1 m/h w Jastarni, ok. 0,2 m/h w Juracie do 1,5 m/h w Helu. Przewodnictwo wodne te^o poziomu zmienia się od kilku m /h w Jastarni do ponad 50 m /h w Helu. Z rozkładem tym korespondują wydajności studni, które w Helu dochodzą do 200 m3/h, przy depresji 5 - 6 m,

pod-czas gdy w Jastarni 40-60 m3/h. Lokalizację ujęć podano na ryc.

1. Wody w warstwach kredy górnej są nisko zmineralizowane, typu НСОз-Na. Intensywny pobór wód doprowadził do lokalne-go polokalne-gorszenia się ich jakości. Wzrostowi stężenia jonu СГ to-warzyszy wzrost suchej pozostałości i twardości wód. Geneza wód poziomu plejstoceńsko-kredowego była w ostatnich latach przedmiotem badań, których wyniki były publikowane w [5, 12]. Wyjaśniono w nich problemy zasilania tego poziomu, wymiany wód i ich genezy. Posłużono się przy tym analizami składu izoto-pów naturalnych wodoru, tlenu i radiowęgla, a ich wyniki zesta-wiono na ryc. 2. Niskie wartości 8 O i ÔD oraz minimalna za-wartość radiowęgla w badanych wodach wskazują, że infiltrowa-ły one do systemu wodonośnego na przełomie plejstocenu i holo-cenu w klimacie strefy peryglacjalnej. Poziom Bałtyckiego Jezio-ra Lodowego był wtedy 50-60 m niższy i wskutek przesuniętej

Zasoby wód podziemnych wyko-rzystywane na ujęciach w obszarze Półwyspu Helskiego występują w po-rowym ośrodku warstw czwartorzę-dowych oraz w szczelinach i porach piętra kredowego. Piaski

plejstoceń-X [kmj

Ryc. 1. Półwysep Helski — szkic sytuacyjny. Podano współrzędne topograficzne Fig. 1. Hel Peninsula — situation outline. Topographical coordinates are given

* Artykuł został zołożony do redakcji przed wejściem w życie Ustawy prawo geologiczne i górnicze, stąd nazwy zasobów złóż są inne niż obecnie obowązujące.

** Wy dział Hydrotechniki Politechniki Gdańskiej, ul. Narutowicza 11/12, 82-952 Gdańsk-Wrzeszcz;

***Zakład Geologii Uniwersytetu Mikołaja Kopernika, ul. Sienkiewicza 4, 87-100 Toruń

linii brzegowej na północ, wgłębne warstwy wodonośne dzisiej-szego półwyspu były zasilane lateralnie przez wody infiltrujące na wysoczyźnie pojezierza [9, 12]. Po transgresji litorynowej wody w tych warstwach zostały wyłączone z obiegu i jako stagnujące przetrwały do czasów współczesnych. W pierwszych studniach ujmujących warstwy kredowe na półwyspie zwierciadło wód sta-bilizowało się ok. 2 m npm. Wynikało to z warunków równowagi wód słodkich i słonych (morskich). Poziom odniesienia równo-wagi tych wód znajduje się na głębokości poniżej 150 m. W

głę--14 -13 -12 -11 -10

5 ,sO %0 SMOW

Ryc. 2. Wykres wyników oznaczeń składu izotopowego wód podziemnych i powierz-chniowych z rejonu Półwyspu Helskiego. (Dane według: [5, 8, 9,12])

Fig. 2. Graph of the isotope composition of surface and groundwater in the Hel Peninsu-la region. (Data according to [5, 8, 9, 12])

wych. Również tą drogą odbywa sie jej naturalne zasilanie.

W warunkach ustalonych, pomiędzy wodą słodką a wodą słoną wytwarza się stan równowagi zależny głównie od cię-żarów objętościowych płynów. W anali-zowanym przypadku przepływu wody słonej i słodkiej w warstwie wodonoś-nej, opis matematyczny równowagi wód opiera się na założeniach, że dwa płyny, tj. woda słona i słodka są nie mieszają-cymi się i oddziela je od siebie powierz-chnia rozdziału faz oraz że spełnione sa założenia Dupuita, co do rozkładu ciśnie-nia w przekroju pionowym warstwy, a przepuszczalność ośrodka gruntowego

jest stała (uśredniona) w przekroju piono-wym [2]:

bokim podłożu poziomu plejstoceńsko-kredowego występują wody słone

, które przechodzą niżej w solanki mezozoiku.

W okresie atlantyckim powstał prąd litoralny i w następstwie transportu rumowiska wzdłuż wybrzeża w kierunku wschodnim, rozpoczął się proces tworzenia mierzei. W tym czasie zostały od-cięte zatoki morskie, dając początek jeziorom przybrzeżnym. Na północno-wschodnim krańcu kępy swarzewskiej akumulacja pia-sków doprowadziła do powstania szeregu wysp w miejscu dzi-siejszego Półwyspu Helskiego. Proces narastania tej formy jest nadal aktywny. Jeszcze w dziewiętnastym wieku półwysep był przerywany w wielu miejscach, gdzie pas wydm był niski i wąski [1]. Datowanie osadów holoceńskich pozwala stwierdzić, że naj-starsze osady pochodzą sprzed okresu jeziora ancylusowego [11]. Osady te zaliczono do utworów morza yoldia. Od tego czasu aż do transgresji litorynowej akumulowane były iły i mułki zawiera-jące substancje organiczne. Akumulacja piasków i ukształtowa-nie półwyspu, początkowo w formie oddzielnych wysp, przypada na fazę posttransgresyjną, kiedy zaznaczył się wpływ prądów fa-lowo-wiatrowych [9, 11].

W piaskach holoceńskich, oddzielonych mułkami i iłami od warstw plejstoceńsko-kredowych występuje pierwszy poziom wo-donośny Półwyspu Helskiego. Do niedawna był on głównym źródłem zaopatrzenia w wodę indywidualnych gospodarstw. Studnie gospodarskie mają głębokość 1-2 m i do dziś są sprawne. Ujęcie komunalne w Juracie bazujące na zasobach tego poziomu zo-stało wyłączone w latach siedemdziesiątych wskutek wyeksploato-wania zasobów.

Wydajności jednostkowe studni ujmujących I poziom wodo-nośny wynoszą 5-10 m / h / l m S . Współczynnik filtracji tych warstw wynosi к = 0,5-1,5 m/h, co pozwala wyznaczyć wartość współczynnika odsączalności |i = 0,12-0,18 (według formuły Biecińskiego). Piaski wydmowe przy powierzchni terenu mają współczynnik filtracji к = 3-5 m/h. Miąższość piasków wodonoś-nych holocenu wynosi średnio 30 m. We wschodniej części pół-wyspu w ich spągu znajdują się praktycznie nieprzepuszczalne mułki i iły z początkowych faz ewolucji półwyspu. W części za-chodniej piaski te akumulowane były bezpośrednio na warstwach piaszczystych plejstocenu.

Równowaga wód słonych i słodkich (model matematyczny)

Na obszarze Półwyspu Helskiego w pierwszym pozio-mie wodonośnym, soczewa wód słodkich powstała wyłą-cznie wskutek długookresowej akumulacji wód

opado-gdzie:

p — ciśnienie, г — rzędna,

dp — gęstość cieczy, pp= p' - dla wody słodkiej,

pp = pl — dla wody słonej.

Przepływ w płaszczyźnie (x,y) opisano prawem Darcy: <7 = - ^ grad p

gdzie:

к—przepuszczalność gruntu, |i — lepkość dynamiczna płynu.

Przyjmując, że ważny jest wzór Badona-Ghybena-He-rzberga [4] postaci:

P - P

to wykorzystując prawo Darcyego i równanie ciągłości przepływu, otrzymujemy poniższy układ równań różniczko-wych, który opisuje ewolucję swobodnej powierzchni wody słodkiej i powierzchni rozdziału fazy słonej i słodkiej.

Ö

dr

l Kf x

(ti-z)

•Q' + S' - I KX Э / / _ Эг '

(Z-Z

s

)

Э h\

d

z ęS

V

Э Э, i Kf y (hf- Z)

д

ti-£

hf+-P Z)] = Q + S dt gdzie:

f , s — indeksy oznaczają parametry ośrodka;

odpowie-dnio dla wody słodkiej i słonej,

К — składowe tensora współczynnika filtracji, i ł — wysokość hydrauliczna dla wody słodkiej, Z — rzędna powierzchni rozdziału fazy słodkiej i słonej, ZiS — rzędna spągu warstwy nieprzepuszczalnej,

S — współczynnik odsączalności, Q — wielkość zasilania zewnętrznego.

modelu matematycznego równowagi wód słonych i słod-kich, wykorzystanego do symulacji zmian zasobów wód pierwszego poziomu wodonośnego Półwyspu Helskiego.

Do przestrzennej dy skrętyzacj i równań wykorzystano metodę elementów skończonych. Dyskretyzacja równań względem czasu została wykonana według różnicowego niejawnego schematu Adamsa pierwszego rzędu. Opisany model umożliwia badanie zarówno ustalonego jak też nie-ustalonego stanu systemu [3].

Zasoby wód

B i l a n s h y d r o l o g i c z n y

Powstanie zasobów wód słodkich w formie soczewy podpartej wodami słonymi (morskimi) zachodzi z opóźnieniem w stosunku do wyłaniającej się wyspy, bądź piaszczystego pasa mierzei. Wielkość opadów infiltrują-cych w piaszczyste podłoże musi być większa od parowa-nia terenowego, które w pierwszej fazie zbliżone jest do parowania z wolnej powierzchni wody. Dostatecz-nie duża powierzchnia wyspy i rozwój wydm wpły-wają na zdolność retencjonowania wód opadowych. W okresie historycznym zasoby wód pierwszego poziomu zostały uformowane na całej długości Pół-wyspu Helskiego dopiero w XX w. po wprowadzeniu umocnień chroniących go przed przerywaniem w czasie sztormów, po których stawał się ciągiem izo-lowanych wysp. Drugi, plejstoceńsko-kredowy po-ziom wodonośny ma zasoby słodkich wód zalicza-ne do młodoreliktowych. Nie są ozalicza-ne współcześnie odnawiane i powstały w przeszłości geologicznej, przed transgresją litorynową [5, 9, 12]. Odnawia-nie zasobów wodnych półwyspu zachodzi tylko w pierwszym, holoceńskim poziomie wód. Bilanso-wanie zasobów tego poziomu polega na porówna-niu opadów z odpływem i parowaniem według równania:

rowania terenowego można wyznaczyć pośrednio z obser-wacji meteorologicznych [9]. Do konstrukcji wykresu (ryc. 3) wykorzystano średnie miesięczne sumy opadów z lat 1951-1980 opublikowane przez PIHM-IMGW. Istotne różnice wielkości średnich w roku opadów są niwelowane w dłuższych 20-30 letnich odcinkach czasu. Różnica mię-dzy opadem średnim a parowaniem nazywam jest wskaźnikiem odpływu potencjalnego i oznacza potencjalne możliwości odpływu. Wykres opadów, parowania terenowego i zasila-nia I-go poziomu półwyspu podano na ryc. 3. Od kwietzasila-nia do sierpnia suma miesięczna parowania terenowego prze-wyższa sumę miesięcznych opadów. W pozostałych mie-siącach (wrzesień-marzec) opady przewyższają parowanie terenowe i w zasadzie tylko w tym okresie może nastąpić przyrost retencji wód podziemnych. Wskaźnik odpływu potencjalnego dla półrocza letniego jest ujemny, natomiast nadwyżka opadów nad parowaniem w półroczu zimowym powoduje również nadwyżkę zasilania w okresie roku. Wielkość ta decyduje o odnawialności zasobów. Wskaźnik rocznej sumy odpływu potencjalnego dla Helu wynosi ok.

' c <o ta —. с E

o

100 80 60 4 0 20 -20 - 4 0

"b j

10 11 12 miesiące - • opad parowanie terenowe — - • z a s i l a n i e

Ryc. 3. Wykres opadów, parowania terenowego (ewapotranspiracji) i zasi-lania wód podziemnych (infiltracji efektywnej) według pomiarów w stacji IMGW Hel

Fig. 3. Graph of the precipitation, évapotranspiration and recharge (effecti-ve infiltration) of the first aquifer according to observation in the IMGW station Hel

Z+P=H+S+R

gdzie:

Z — retencja początkowa (na początku okresu bilan-sowania),

P — wskaźnik opadów atmosferycznych w rozpatry-wanym obszarze,

H — wskaźnik odpływu z obszaru,

S — ewapotranspiracja i pobór wód (suma strat), R — retencja końcowa (w końcu okresu bilansowania).

Jeżeli przyjmiemy bilans wodny dla roku hydrologicznego a okres bilansowania jest dostatecznie długi, to w związku z rocznym cyklem zmian retencji różnica retencji końco-wej i początkokońco-wej dąży do zera:

AЛ = 7? - Z —» min

Stąd średni z wielolecia roczny bilans wodny półwy-spu można wyrazić w postaci:

P = W+S

Straty S związane są głównie z parowaniem i można je utożsamiać ze średnim z wielolecia rocznym parowaniem terenowym (ewapotranspiracją) E. Weryfikację tak sfor-mułowanego bilansu można by wykonać, gdyby jego ele-menty były wyznaczone metodami wzajemnie niezależny-mi. Niestety na obszarze półwyspu prowadzi się jedynie systematyczne pomiary opadów. Wielkość wskaźnika

pa-88 mm i obarczony jest błędem, na który złożyły się błędy popełnione przy określaniu wskaźników opadu i parowa-nia terenowego. Powszechnie wiadomo, że rzeczywiste opady są wyższe od opadów mierzonych na stacjach opa-dowych. Hydrolodzy określają tę różnicę na terytorium Polski na ok. 20%. Gdyby opady rzeczywiste były większe 0 20% od pomierzonych, wówczas wskaźnik parowania terenowego obliczony metodą Konstantinowa byłby ok. 10% niższy od parowania rzeczywistego. Jeżeli przyjmie-my, że opady rzeczywiste są tylko o 10% wyższe od ob-serwowanych i odpowiednio obniżymy wskaźnik parowania terenowego, to otrzymamy wskaźnik odpływu rzeczywistego:

Hr = Pr-E = 622 - 4 8 4 = 138 mm.

Odpływ ten można traktować jako sumę odpływu powierzchniowego i podziemnego ze strefy saturacji. Eks-ploatacja zasobów wód podziemnych zwiększa sumę strat 1 jeżeli przekroczy zasilanie to naruszona zostanie quasi-stacjonarność układu wód podziemnych. Oznacza to stałą, powolną degradację ich zasobów.

D y s k u s j a z a s o b ó w w ó d

W literaturze krajowej z zakresu hydrologii, gospodar-ki wodnej i hydrogeologii spotyka się gospodar-kilkanaście termi-nów na określenie zasobów wodnych. Celem prowadzo-nych prac terenowych, analiz i obliczeń jest ustalenie

bez-piecznej gwarantowanej objętości wód, którą można w sposób ciągły pobierać do zaopatrzenia w wodę. Objętość ta, w przypadku ujęć wód podziemnych, nazywana jest za-sobami eksploatacyjnymi. W obszarze Półwyspu Helskie-go wykorzystywane do zaopatrzenia ludności są jedynie zasoby wód podziemnych. Zasoby eksploatacyjne ustala-ne i zatwierdzaustala-ne są dla poszczególnych ujęć, jak i dla regionów hydrogeologicznych. Praktyka ostatnich lat wykazała, że zasoby ujęć nie bilansują się w ramach za-sobów eksploatacyjnych regionów. W obszarach o inten-sywnej eksploatacji, suma zatwierdzonych zasobów ujęć i wydanych dla nich pozwoleń wodno-prawnych prze-kracza zasoby regionu. Na Półwyspie Helskim „gwaran-towana" wielkość poboru określona przez zasoby eks-ploatacyjne zatwierdzone w kategorii В doprowadziła do zasolenia warstw wodonośnych na ujęciach w Jastarni i Juracie. Zasoby wód młodoreliktowych poziomu plejsto-ceńsko-kredowego można porównać, w dużym przybli-żeniu, do surowców mineralnych, a więc nieodnawial-nych. W miarę eksploatacji zasoby takie ulegają wyczer-paniu. Zasoby tych wód mogą być określane jako staty-czne, nie podlegające wymianie w czasach historycz-nych. Jak z tego wynika w obszarze Półwyspu Helskiego nie występują „zasoby dynamiczne" wód wgłębnych, gdyż nie są one obecnie odnawiane. Natomiast w odnie-sieniu do I poziomu wodonośnego Półwyspu „zasoby odnawialne" lepiej zastąpić terminem „stopień odnawial-ności zasobów", który oznaczałby średnią roczną wiel-kość zasilania systemu do ogólnej ilości wód w systemie wód podziemnych. Pobór wód wgłębnych na półwyspie, trwający od ponad 50 lat będzie w przyszłości zakończo-ny po wydobyciu wód słodkich i zastąpienie ich przez prze-sączanie, ascenzję oraz lateralny dopływ wód słonych.

Stałym uzupełnianiem zasobów wód słodkich wyróż-nia się pierwszy poziom wód, który można traktować ja-ko odrębną jednostkę zasobową, a więc formę prze-strzenną, ciągłą hydraulicznie i okonturowaną powierz-chnią brzegową. Biorąc pod uwagę cykl hydrologiczny, jest to system otwarty, którego zachowanie można mo-delować poprzez zastosowanie metod symulacyjnych. W celu określenia zasobów wody słodkiej pierwszego po-ziomu wodonośnego Półwyspu Helskiego wykonano wiele symulacji numerycznych. Zakładając, ze poziomy

wód Morza Bałtyckiego i Zatoki Gdańskiej są takie same, określano kształt swobodnego zwierciadła wody słodkiej oraz kształt powierzchni rozdziału faz słonej i słodkiej dla różnych wielkości efektywnego zasilania zewnetrznego

-1,0- -3,0--11,0 -13,0: -27,0' -29,0: -31,0: -33,0: -35,0 -37,0 -39,0 e ujęci e ! / wód e Г Г i i i 1 / .. i filtr audn \ i /i j ! ! i j kich słoni kich słoni \ ] 1 \ ! i ; ! V \ i i i i /i ! i i i -- ; 0,75 1,0« 1,25 odległość [km| l,7-*1 ,04 0,00 \ zwierciadło _{! • i} \ wód podziemnych /

\ '

_/ / 1 !_{i ' / "}

/

\ /

_{! /}

\ / ! ' / \ i / granica w słodkich i / granica w słodkich i l\ / granica w słodkich i ód / / granica w słodkich i \ granica w słodkich i j i / i 1 \ i / } \ i / ; _{4 :} / ! i 0,75 1,00 1,25 odległość [km] 0,114 c j 0 , 1 1 2 й 0,110 o • f 0,108 0,106- 0,104-0,102 0.100

-Л

У

/

/

У

1 1 — 1 - —Г- 1 1 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 wsiąkanie efektywne [mm/rok] Ryc. 4. Zależność wielkości zasobów wód pierwszego poziomu od infiltracji opadów

Fig. 4. Relationship between groundwater resources of the first aquifer and rate of infiltration

Ryc. 5. Przekroje przez pierwszy poziom wodonośny Półwyspu Hel-skiego; A — inifiltracja efektywna 88 mm/r i eksploatacja Q = 1 m3/h,

В — infiltracja efektywna 138 mm/r i eksploatacja Q = 9 m3/h

Fig. 5. Cross sections through the Peninsula's first aquifer; A — in-filtration rate 88 mm/a and exploitation 0 = 7 m3/h, В — infiltration

rate 138 mm/a and exploitation Q = 9 m //h

warstwy wodonośnej. Tarowanie modelu, a zwłaszcza fun-kcji zasilania, potwierdziło że jako miarodajne zasilanie efektywne opadami w wieloleciu można przyjąć wielkość 138 mm/r wyznaczoną z bilansu hydrologicznego. Wiel-kość zasobów Qz tego poziomu obliczono posługując się

modelem równowagi wód słonych i słodkich w przekro-jach całego półwyspu (ryc. 4).

Zasoby te wynoszą około 0,11 km3. Dokładność tak

wyznaczonych zasobów zależy oczywiście od dokładności danych przyjętych do modelu, jak na przykład parametrów hydraulicznych warstw wodonośnych, geometrii ośrodka i wielkości zasilania warstwy opadami atmosferycznymi. Jednakże potwierdzeniem dokładności obliczeń są wyniki wykonanych pomiarów geoelektrycznych [9], które po-zwoliły wyznaczyć położenie granicy rozdziału wód słonych i słodkich w sześciu przekrojach półwyspu. Największa różnica między pomierzoną granicą a obliczoną na mode-lu wynosiła 1 m przy miąższości warstwy wód słodkich 50 m.

Dla gospodarki wodnej, planów zagospodarowania te-renu, budowy infrastruktury układów osadniczych najbar-dziej istotne są zasoby eksploatacyjne, rozumiane jako bezpieczny, gwarantowany wydatek systemu

wodonośne-go. Bezpieczna eksploatacja, zapewniająca kompromis między ilością wydobywanych wód i negatywnym oddzia-ływaniem ujęć na środowisko oraz pozwalająca zachować zasoby wód pitnych dla przyszłych pokoleń kryje się pod nazwą zasoby eksploatacyjne. Ujęcia w Juracie i w Jastar-ni miały zatwierdzone zasoby eksploatacyjne, które zgod-nie z obowiązującą definicją z dn. 1.04. 1969 r. (uchwała Rady Ministrów nr 64), oznaczają taki pobór wody, który nie powoduje ujemnego oddziaływania na środowisko i nie narusza w sposób szkodliwy reżimu i równowagi hydrogeologicznej określonego środowiska. Zasoby wód pitnych tych ujęć zostały jednak wyeksploatowane a ujęcia zamknięte. Dlatego zamiast terminu „zasoby eksploatacyj-ne ujęć" właściwsze jest określenie bezpieczeksploatacyj-nej, gwaranto-wanej wydajnością systemu wodonośnego [7]. Proponuje-my zrezygnowanie z terminu zasoby eksploatacyjne uję-cia, gdyż obecnie oznaczają one jedynie hydrauliczne mo-żliwości dopływu wód do studni. Najlepszym dowodem na to jest dokumentowanie zasobów na podstawie wyników próbnych pompowań, kiedy to obserwacje prowadzone przez kilka dni, ekstrapolowane są na czas pracy ujęć li-czony w dziesiątkach lat. Metodyka ta stosowana jest po-wszechnie w dokumentacjach hydrogeologicznych ujęć wód podziemnych, które zatwierdzane są następnie przez komisję MOSZNiL. Jak wynika z przeprowadzonych obli-czeń, w przypadku Półwyspu Helskiego bardziej istotna jest bezpieczna wydajność ujęć (ryc. 5), gdyż jego system wodonośny jest bardzo wrażliwy na wielkość poboru wód i związane z tym zakłócenie równowagi wód słonych i słodkich [9]. Modelowanie eksploatacji w warunkach tej równowagi przeprowadzono w szerokim miejscu półwy-spu (ryc. 1), gdzie wielkość soczewy wód słodkich jest du-ża. Stały pobór wód w tym przekroju Q = 7 m3/h jest

bez-pieczny, nawet przy infiltracji 88 mm słupa wody w ciągu roku. Natomiast pobór 9 m3/h prowadzi do sczerpania

za-sobów i ingresji wód słonych, nawet w przypadku zasila-nia I-go poziomu w wysokości 138 mm/r. Jak z tego wyni-ka podstawowe znaczenie dla stałej i bezpiecznej eksplo-atacji ujęć wód podziemnych ma wyznaczenie maksymal-nego, bezpiecznego (gwarantowanego) wydatku studni. Trudno jednak wielkość takiego poboru wód nazywać za-sobami eksploatacyjnymi ujęcia.

Podsumowanie

Racjonalna, efektywna gospodarka zasobami wodny-mi systemu jest związana z poszukiwaniem odpowiedzi na następujące pytania:

• gdzie powinny być lokalizowane ujęcia i z jaką wy-dajnością można je eksploatować?

• jaki będzie wpływ eksploatacji wód na poziom wód i jakie wywoła to skutki w sąsiadujących z ujęciami

ekosy-stemach?

• jaka jest długookresowa (najlepiej stała) wydolność systemu wodonośnego?

•jakie wystąpią zmiany składowych cyklu hydrologi-cznego?

Z tak postawionym zagadnieniem zasobów wód pod-ziemnych wiąże się odmienne potraktowanie kategorii roz-poznania zasobów. Dotychczas stosowane kategorie А, В i С można ewentualnie stosować do zasobów wód relikto-wych przez analogię do złóż kopalin. Natomiast do zaso-bów odnawialnych, czyli wód strefy wymiany, właściwe jest użycie nazw: zasoby przewidywane, szacunkowe i gwarantowane. Ostatni termin byłby zastrzeżony dla

jed-nostek, w których rozpoznanie i bieżące obserwacje po-zwalają zastosować modele symulacyjne, deterministycz-ne o stałym działaniu. Jeżeli parametry systemu wodonoś-nego są jedynie przybliżone lub znane tylko w części sy-stemu, to obliczone zasoby można uważać jedynie za sza-cunkowe. Zasoby przewidywane wynikałyby z obliczeń analitycznych, zakładających izotropowe ośrodki wodo-nośne o uśrednionych parametrach i średnich z wielolecia wskaźnikach hydrologicznych.

L i t e r a t u r a

1 BASIŃSKI T., SAWICKI A., SZMYTKIEWICZ M. 1993 — Gdański Biuletyn Proekologiczny, 9: 3-6.

2 BURZYŃSKI K„ SADURSKI A. 1990 — J. Hydrol., 119: 293-306.

3 BURZYŃSKI K„ SADURSKI A. 1991 — Bull. Pol. Acad. Sc., Earth Sc., 394: 389-397.

4 DE MARSILY G.,1981 — Quantitative Нуdrogeology. Academic Press, Inc. Masson, Paris: 385.

5 DOWGIAŁŁO J„ FRĄCZEK E. 1 9 9 0 — Proceed. 1 Ith SWIM, Gdańsk 14-17, May: 5-15.

6 FRĄCZEK E. 1990 — Dokumentacja z badań i obserwacji w celu ustalenia optymalnych warunków eksploatacji wód z poziomu plejstoceńsko-kredowego. Maszynopis. Arch. Przeds. Geol. Warszawa.

7 FREEZER. A., CHERRY J.A. 1979— Groundwater. Pren-tice-Hall, Inc. Englewood Cliffs: 604.

8 FRÖHLICH К., GRABCZAK J., RÓŻAŃSKI К. 1988 — Chem. Geol. (Isot. Geosci. Sect.), 72: 77-83.

9 Ocena zasobów wód mineralnych, termalnych i konsum-pcyjnych oraz peloidów w rejonie Półwyspu Helskiego. Praca niepubl. pod kier. A. Sadurskiego. Sprawozdanie z badań w ra-mach proj. celowego nr 6-0001 91 ОС, Gdańsk 1992. 10 SADURSKI A., BORAWSKA J„ BURCZYK T.1987 —

Kwart. Geol., 31: 767-782.

11 TOMCZAK A. 1993— The Hel Peninsula — relief, geolo-gy, evolution. Third Marine Geological Conference, Sopot, 21-24 Sept. Guide-book of the excursion: 17-20.

12 ZUBER A., KOZERSKI В., SADURSKI A., KWATER-KIEWICZ A., GRABCZAK J. 1990, — Proceed. 11th SWIM, Gdańsk 14-17, May: 245-264.

S u m m a r y

There are two aquifers on the Hel Peninsula area. First one occurs in the Holocene strata and the second is known as Pleistocene-Cretaceous water-bearing structure. As far as Holocene aquifer is supplied by meteoric waters — the surplus between precipitation and evapotranspitration re-aches about 130 mm annually — the deeper aquifer conta-ins young relic waters. According to isotopic composition, these waters are typical for glacial waters and they infi-ltrated to the Cretaceous strata before the Littorina trans-gression. It proves that these resources are not renewable. Groundwater resources of the first aquifer are very sensiti-ve to the exploitation. The calculated safe yield of the water intake is not higher as 7 m3/h. This term could be introduced

to the water management instead of exploitation resources used at present for water intake. The total volume of fresh waters in the Holocene aquifer is named groundwater resour-ces of the aquifer and was calculated as about 0.11 km3

The categories of recognition of the groundwater re-sources are named А, В and C. It might be used terms: warranted, estimated and hypothetic (or assumed) that reflects better precision of their recognition and cal-culation.