Pochodzenie i wiek wody mineralnej w Dobrowodzie k. Buska Zdroju

Pochodzenie i wiek wody mineralnej w Dobrowodzie k. Buska Zdroju

Józef Chowaniec

, Joanna Najman

, Barbara Olszewska

, Andrzej Zuber

Origin and age of mineral water at Dobrowoda near the Busko Spa. Prz. Geol., 57: 286–293.

A b s t r a c t . In Dobrowoda village which is situated within the central area of the Polish Carpathian Foredeep, saline sulphur water has been found in a deep depression filled with Badenian sands. Environmental tracer data indicate similar interglacial age as that of shallow mineral waters occuring in Cretaceous marls in the nearby Busko Spa. Primary sulphates and secondary sulphides in all mineral waters of this region originated mainly from the dissolution of Badenian gypsum strata whereas the salinity is supposed to be the remnant of chloride salts of the same age which were completely washed out by meteoric waters during the long infiltration period after the regression of the Miocene sea. The hypothetical recharge area(s) are to the west of the study area, which means that chemical Badenian sediments occupied much larger area than the present extent of the sulphate series.

Keywords: Carpathian Foredeep, mineral water, stable isotopes, noble gases, water age, interglacial, pre-Pleistocene, Badenian transgression

W œrodkowej czêœci zapadliska przedkarpackiego znaj-duj¹ siê dwa uzdrowiska — Busko Zdrój i Solec Zdrój, wykorzystuj¹ce s³one wody siarczkowe i solanki (ryc. 1). Ich dalszy rozwój w znacznym stopniu zale¿y od zasobów wód mineralnych nadaj¹cych siê do u¿ytku. Z tego wzglê-du prowadzone s¹ prace poszukiwawcze maj¹ce na celu lokalizacjê nowych ujêæ wodnych oraz okreœlenie zasobów zarówno poszczególnych ujêæ, jak i ca³ego regionu. Na zle-cenie dyrekcji sanatorium W³ókniarz w Busku Zdroju pro-wadzone s¹ prace przez Oddzia³ Karpacki Pañstwowego Instytutu Geologicznego zwi¹zane z opracowywaniem projektu wiercenia i dokumentacji wynikowej otworu poszukiwawczego za wod¹ mineraln¹ w miejscowoœci Dobrowoda (ryc. 1) . Lokalizacjê otworu wybrano tak, aby znajdowa³ siê on w miejscu potencjalnie obiecuj¹cym, ale nie w obrêbie obszarów górniczych Buska Zdroju i Solca Zdroju. Za dobre po³o¿enie uznano s¹siedztwo starego szy-bu poszukiwawczego w Gadawie, ze zwierciad³em wody mineralnej blisko powierzchni terenu. Projekt otworu prze-widywa³ wiercenie do g³êbokoœci 350 m, ale ze wzglêdu na znaczny dop³yw wody mineralnej wiercenie ukoñczono na g³êbokoœci 300 m. Odwiert Dobrowoda GT-1 wykonano technik¹ obrotow¹ z p³uczk¹ polimerow¹, a nastêpnie za³o¿ono filtr ze stali nierdzewnej, chroni¹cy studniê przed kolmatacj¹ chemiczn¹ wód agresywnych i utrzymuj¹cy j¹ na wysokim stopniu sprawnoœci i przepustowoœci.

Celem pracy jest przedstawienie genezy i wieku wody mineralnej nawierconej w Dobrowodzie, których okreœle-nie oparte jest na wynikach analiz chemicznych, izotopo-wych i stê¿enia He, porównanych ze znanymi rezultatami znacznie szerszych analiz wód siarczkowych i solanek rejonu Buska Zdroju. W rozpatrywanym przypadku przez genezê wody rozumie siê okreœlenie, czy jest ona wod¹

sedymentacyjn¹, czy pochodz¹c¹ z infiltracji opadów atmosferycznych, wzglêdnie, czy jest mieszanin¹ tych dwóch typów. Natomiast przez wiek wody rozumie siê czas, jaki up³yn¹³ od jej kontaktu z atmosfer¹, przy czym wiek wód starszych ni¿ kilka lub kilkanaœcie tysiêcy lat wyra¿a siê zazwyczaj jedynie poprzez podanie nazwy okresu geo-logicznego, w którym nast¹pi³a ich infiltracja lub odsepa-rowanie sedymentacyjne od aktywnego obiegu. Okreœlenie genezy i wieku wody mineralnej oraz pochodzenia jej sk³adników jest przydatne do oceny zasobów, prowadzenia w³aœciwej eksploatacji i dalszych prac poszukiwawczych.

Geologia i hydrogeologia

Rozpoznany profil stratygraficzny rejonu badañ obej-muje nieci¹g³¹ sukcesjê utworów od prekambru po czwar-torzêd (£yczewska, 1975; Chowaniec i in., 2008). Wskutek niewielkiej g³êbokoœci otworu Dobrowoda GT-1 stwier-dzono w nim jedynie utwory czwartorzêdu i miocenu, cho-cia¿ profil stratygraficzny, pokazany na ryc. 2, obejmuje równie¿ utwory kredy i jury, których obecnoœæ nie jest jed-nak pewna (jak wyt³umaczono to dalej). Profil ten przed-stawia siê jak nastêpuje: 0–4 m — piaski i gliny czwarto-rzêdowe; 4–96 m — i³y, piaski i piaskowce sarmatu; 96–156 m — i³y, margle i piaskowce badenu górnego; 156–234 — piaskowce, margle i i³y badenu dolnego, 234–244 — wapienie karpatu; 244–265 — drobnoziarniste piaskowce i zlepieñce kredowe z wk³adkami ilasto-margli-stymi; 265–300 — piaskowce jurajskie (kimeryd–tyton) z wk³adkami ilastymi.

Granice stratygraficzne omawianego profilu ustalono na podstawie obserwacji zwiercin i szczegó³owych analiz mikropaleontologicznych, znacznie ró¿ni¹c siê od oczeki-wañ opartych na znanych wczeœniej profilach geologicz-nych otworów w Radzanowie i Stró¿yskach (ryc. 3). Niestety, wyznaczenie granic stratygraficznych okaza³o siê bardzo trudne, poniewa¿ zwierciny wynoszone przez p³uczkê nie s¹ w pe³ni reprezentatywne dla przewiercanych ska³. Bardziej wiarygodne rezultaty daj¹ rdzeniowania, ale przeprowadzono je tylko na g³êbokoœciach 244–246 m i

1

Pañstwowy Instytut Geologiczny Oddzia³ Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków; jozef.chowaniec@pgi.gov.pl; bar-bara.olszewska@pgi.gov.pl;

2

Instytut Fizyki J¹drowej PAN, ul. Radzikowskiego 152, 31-256 Kraków; joanna.pusz@ifj.edu.pl

292–294 m; przy okazji uzyskano œlady obecnoœci mikro-fauny ró¿nego wieku. Na szlifach próbek ska³ litych pobra-nych z tych rdzeni stwierdzono jedynie mikrofaunê jury, ale nie ma pewnoœci, czy nie reprezentuj¹ one porwaków. Niemal w ca³ym profilu utwory m³odsze zawieraj¹ mate-ria³ starszy: albo nanoszony z l¹du albo pochodz¹cy z roz-mycia podwodnego. Przy za³o¿eniu, ¿e próbki ska³ litych s¹ reprezentatywne dla utworów jury, trzeba przyj¹æ, ¿e utwory te zawieraj¹ tak¿e materia³ m³odszy, który prze-dosta³ siê do nich poprzez szczeliny i spêkania wraz z infil-truj¹cymi wodami w okresie l¹dowym. Ta hipoteza wydaje siê mniej prawdopodobna, co prowadzi do wniosku, ze ca³y profil reprezentowany jest raczej przez utwory mioce-nu, a mikrofauna jury, a zw³aszcza kredy, reprezentuje star-szy materia³ naniesiony do sedymentów miocenu.

Przekrój geologiczny, uwzglêdniaj¹cy wy¿ej omówio-ny profil stratygraficzomówio-ny, pokazaomówio-ny jest na ryc. 3, wed³ug której otwór Dobrowoda G-1 jest usytuowany w g³êbokim zag³êbieniu (rowie?) tektonicznym lub erozyjno-tektonicz-nym, wype³nionym utworami miocenu na pod³o¿u kredo-wo-jurajskim, z utworami kredy zanikaj¹cymi w kierunku

NW, chocia¿ dalej w rejonie Buska mi¹¿szoœæ utworów kredy wynosi oko³o 200 m.

W czasie wiercenia na g³êbokoœci 134 m stwierdzono s³aby dop³yw wody, której nie badano. Natomiast na g³êbo-koœci 162 m, poni¿ej serii marglistej, stwierdzono dop³yw wody z piaskowca, który ustabilizowa³ siê na +4,92 m. Próbki wody pobierano w trakcie pompowañ lub z samo-wyp³ywu. Reprezentuj¹ one uœrednione wartoœci z ca³ego profilu ujêtych warstw, tzn. od 162 m do 300 m, chocia¿ w przypadku otworu Dobrowoda GT-1 filtr sk³ada siê z piê-ciu odrêbnych czêœci usytuowanych na ró¿nych g³êboko-œciach o sumarycznej d³ugoœci 15,8 m. Badania chemiczne wody, przeprowadzone w czasie wiercenia na g³êbokoœci 244 m i po zakoñczeniu wiercenia na g³êbokoœci 300 m i zafiltrowaniu otworu, nie stwierdzi³y istotnych ró¿nic, jed-nak analizy chemiczne przeprowadzone po zakoñczeniu wierceñ w ró¿nych czasach wykazuj¹ pewne wahania w przedzia³ach podanych w tab. 1. Œrednio jest to 1,40% woda chlorkowo-sodowa, siarczkowa, bromkowa, jodko-wa. Próbne pompowanie wykaza³o wspó³czynnik

wodo-przepuszczalnoœci wynosz¹cy oko³o 1,110–6 m/s.

Ustabilizowane zwierciad³o wody znajduje siê na 221,88 +

300

300

300

200

300

200

200

Vistula

Wis³a

300

granica zapadliska przedkarpackiego

boundary of the Carpathian Foredeep

hipotetyczna granica miêdzy wodami interglacjalnymi na zachodzie i przedplejstoceñskimi na wschodzie

hypothetical boundary between interglacial waters in the west and the pre-Pleistocene ones in the east

badane wystêpowania wód mineralnych

investigated sites with mineral waters

linia przekroju geologicznego na ryc. 3

geological cross-section line on Fig. 3

0 10 20km

Ryc. 1. Wystêpowania zasolonych wód siarczkowych w œrodkowej czêœci zapadliska przedkarpackiego (B.Z. — Busko Zdrój, L.W. — Las Winiarski, O. — Owczary, D. — Dobrowoda, B. — Baranów, G. — Gadawa, S.Z. — Solec Zdrój, W. — We³nin) Fig. 1. Occurrences of saline sulphide waters in the central part of the Carpathian Foredeep

20 py³ki pollen A. planorbis 40 Elphidium sp. 60 80 A. planorbis, B. dilatata A. dividens A. dividens A. dividens, A. beccarii

100 A. dividens(liczny)(abundant)

A. dividens, G. bulloides, G. concinna

120 A. dividens, G. marina, G. bulloides

A. dividens, V. indigena A. badenensis, V. indigena A. dividens G. bulloides 140 _– – – V. indigena

O. suturalis, P. mayeri, U. acuminata

P. glomerosa, D. baroemoenensis, U. semiornata

160 T. tarchanensis, B. plicatella S. bulloides P. glomerosa, D. baroemoenensis P. glomerosa, G. bisphericus 200 P. circularis, U. semiornata koprolity coprolites – T. inaequiconica

T. inaequiconica, G. aff. bykovae, G. trilobus G. trilobus, G. bulloides G. trilobus G. aff. bykovae 260 S. carinatus, B. striata M. barleeanus, D. baroemoenensis C. pachyderma, U. hispido-costata

280 S. carinatus, C. pachyderma, G. trilobus

C. ungerianus

300 S. carinatus, B. insignis, M. communis

SARMA T SARMA TIAN G. lapparenti H. holmdelensis, W. baltica Hedbergellasp.,Heterohelixsp. Rugoglobigerina sp. W. baltica

G. aff. rugosa, B. incrassata

W. baltica A. mayaroensis Hedbergella sp. T. cf. conica Trocholina I. burlini sp. Trocholina sp. MIKROFAUNA MIOCENU MIOCENE MICROFAUNA

MIKROFAUNA KREDY GÓRNEJ UPPER CRETACEOUS MICROFAUNA

MIKROFAUNA JURY GÓRNEJ UPPER JURASSIC MICROFAUNA g³êbokoœæ [m] depth 240 T. cf. conica I. burlini P. aff. varsoviensis C. contusa

P. lituus, E. virguliana, T. cf. conica

Trocholina, Lenticulina sp. – – BADEN GÓRNY UPPER BADENIAN BADEN DOLNY LOWER BADENIAN KARPAT ? KARPATIAN Ataxophragnium sp. A. cretacea JURA ? JURASSIC 180 220 KREDA ? CRETA-CEOUS

Ryc. 2. Profil mikrofauny w otworze Dobrowoda GT-1, pokazuj¹cy wspó³wystêpowanie mikrofauny ró¿nego wieku Fig. 2. Mikrofauna profile in the Dobrowoda GT-1 well, illustrating overlapping of the fauna of different ages

4,92 = 226,80 m n.p.m., znacznie ni¿ej ni¿ w Lesie Winiar-skim (247,6 m n.p.m.; Szczepañski & Porwisz, 2007), ale wy¿ej ni¿ w rejonie Buska Zdroju, gdzie powierzchnia terenu znajduje siê oko³o 210–220 m n.p.m, a samowyp³yw wyst¹pi³ jedynie w otworze B-20 o rzêdnej 214,25 m n.p.m. (Pilich i in., 1979).

Znaczniki œrodowiskowe oraz geneza i wiek wód

Geneza wód mineralnych rejonu Buska Zdroju i Solca Zdroju by³a przedmiotem zainteresowania wielu autorów, którzy swoje pogl¹dy wyra¿ali na podstawie danych geolo-gicznych, hydrogeologicznych i hydrochemicznych (Czar-nocki, 1926; Ros³oñski, 1936), a tak¿e znaczników œrodowiskowych (Dowgia³³o, 1973; Kulikowska, 1976, 1979). Wœród hydrogeologów polskich dominuje pogl¹d, ¿e s¹ to „prawdopodobnie reliktowe wody sedymentacyjne zmieszane z siarczanowo-siarczkowymi wodami kr¹¿¹cymi w szczelinach i pustkach krasowych gipsów” (Pazdro, 1983). Natomiast szersze badania znaczników œrodowiskowych w po³¹czeniu z interpretacj¹ danych chemicznych wykaza³y ca³kowicie infiltracyjne pochodzenie tych wód (Zuber & Grabczak, 1985; Grabczak i in., 1987; Zuber i in., 1996, 1997). W ramach niniejszej pracy, w celu okreœlenia gene-zy wody w Dobrowodzie, jej analigene-zy chemiczne, izotopo-we i stê¿enia He porównano z najwa¿niejszymi rezultatami analiz chemicznych i znaczników œrodowiskowych wód siarczkowych rejonu Buska Zdroju.

W tabeli 1 zawarte s¹ stê¿enia chlorków i wartoœci dwóch wskaŸników hydrochemicznych wód siarczkowych Buska Zdroju i Dobrowody, porównane z wartoœciami obserwowanymi dla typowych solanek morskich badenu Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego (Pluta & Zuber, 1995), wod¹ oceaniczn¹ i hipotetyczn¹ wod¹ ³uguj¹c¹ z³o¿e soli chlorkowo-sodowej. W celu porównania pokaza-no tak¿e rezultaty z otworu LW-1 w miejscowoœci Las

Winiarski (Szczepañski & Porwisz, 2007). Jednak dane tego otworu, przytoczone w tab. 1, nieco ró¿ni¹ siê od danych zawartych w cytowanej pracy, gdy¿ oparte s¹ na uœrednieniu analiz kilku próbek pobranych w ró¿nych cza-sach i analizowanych w ró¿nych laboratoriach.

£ugowanie czystych pok³adów soli kamiennej prowa-dzi do równomolowego stosunku Na+

do Cl–

, tzn. wed³ug stosowanej w Polsce notacji do wartoœci rNa+/rCl–równej oko³o jeden i stosunku wagowego Cl–/Br–, dochodz¹cego nawet do 10 000 (np. Winid & Witczak, 2004), jednak zazwyczaj stosunek ten nie przekracza kilkuset. W wiêk-szoœci starych wód pogrzebanych oba powy¿sze stosunki zazwyczaj ulegaj¹ zmianom w kierunku znacznie ni¿szych wartoœci, niezale¿nie od pochodzenia wody, jak to na przyk³ad ma miejsce dla morskich solanek badenu na obszarze GZW, przytoczonych w tab. 1.

Zasolenie wód siarczkowych Buska Zdroju, Lasu Winiarskiego i Dobrowody pochodzi z ³ugowania soli chlorkowo-sodowych w czasie wystarczaj¹co krótkim, aby stosunki rNa+

/rCl–

i Cl–

/Br–

nie uleg³y zasadniczym zmia-nom utrudniaj¹cym identyfikacjê genetyczn¹. W konse-kwencji mo¿na uwa¿aæ, ¿e œwiadcz¹ one o zwi¹zku zasolenia z ³ugowaniem soli, zachodz¹cym po ostatniej regresji morza badeñskiego.

Pokazany w tabeli 2 sk³ad izotopowy wód siarczko-wych rejonu Buska jest w granicach dok³adnoœci pomia-rów identyczny ze sk³adem izotopowym wspó³czesnych

wód infiltracyjnych tego rejonu, reprezentowanych

przyk³adowo przez ujêcie Nurek, ale brak trytu i14C suge-ruje wiek powy¿ej 10 tys. lat, co oznacza zasilanie wodami opadowymi w okresie klimatycznym podobnym do obec-nego, czyli w którymœ z interglacja³ów.

W tabeli 2 pokazane s¹ równie¿ stê¿enia nadmiaru4

He zmierzone w p³ytkich wodach siarczkowych Buska metod¹ spektrometrii masowej, gdzie stê¿enie nadmiarowe, wyra-¿ane jako4

Heexc, oznacza nadmiar 4

He nad stê¿eniem

odpo--300 -200 -100 0 100 200 m n.p.m. m a.s.l.

NW

SE

trias: wapieñ muszlowy

Triassic: Muschelkalk limestone

otwory archiwalne archival wells -300 -200 -100 0 100 jura górna Upper Jurassic 0 500 m n.p.m. m a.s.l. _– – – – – – STRÓ¯YSKA 4 RADZANÓW 1

Ryc. 3. Przekrój geologiczny w rejonie otworu Dobrowoda GT-1 Fig. 3. Geological profile in the area of the Dobrowoda GT-1 well

wiadaj¹cym równowadze termodynamicznej z atmosfer¹. Natomiast w wodzie mineralnej Dobrowody zmierzono stê¿enie nadmiarowe ca³kowitego He nowo opracowan¹ metod¹ chromatografii gazowej (Pusz i in., 2007). Ca³kowi-te stê¿enie He jest dobrym przybli¿eniem stê¿enia 4

He, gdy¿ stosunek 3He/4He wynosi 14 010–8 w atmosferze, malej¹c do oko³o jednej setnej tej wartoœci w skorupie ziemskiej i wynosz¹c oko³o 8 razy powy¿ej tej wartoœci dla gazów z p³aszcza ziemskiego. Dla wód m³odych, o œrednim wieku poni¿ej 100 lat, konieczne jest poprawianie nadmia-ru4He przez odjêcie wartoœci wynikaj¹cej z nadmiaru roz-puszczonego powietrza.

Z powodu ograniczeñ natury technicznej próbkê na analizê stê¿enia pobrano z otworu GT-1 bez pobrania rów-noleg³ej próby do oznaczeñ chromatograficznych Ne i Ar (Lasa i in., 2002, 2004). Oznaczenia Ne i Ar pozwalaj¹ okreœliæ wartoœci NGT (z ang. Noble Gas Temperature — temperatura gazów szlachetnych) oraz ewentualnie stwier-dziæ zaistnienie pewnego odgazowania próbki przed pobo-rem, które mog³o spowodowaæ zani¿enie zmierzonego stê¿enia helu. W przypadku wód siarczkowych takie

odga-zowanie bywa spowodowane wydzielaniem siê H2S z

wody przy jej dop³ywie do powierzchni, a podana w tabeli wartoœæ stê¿enia helu w Dobrowodzie mo¿e byæ zani¿ona w stosunku do rzeczywistej wartoœci. Z tego powodu celo-we jest wykonanie szerszych oznaczeñ gazów szlachet-nych, po ustabilizowaniu siê warunków eksploatacyjnych i zaistnieniu sprzyjaj¹cych warunków technicznych.

Stê¿enie4

He w wodach podziemnych wzrasta wraz z wiekiem wody wskutek rozpadu promieniotwórczego pier-wiastków z szeregów uranowych i torowego zawartych w materiale skalnym wodonoœca oraz wskutek mo¿liwego dop³ywu dyfuzyjnego He z utworów pod³o¿a lub nawet z magmy (Zuber, 2007a). Ewentualne pochodzenie helu z magmy w rejonie Buska Zdroju mo¿e byæ wykluczone zarówno w oparciu o przes³anki geologiczne, jak i o warto-œci3He/4He wynosz¹ce (4,20,3)10–8, natomiast stwierdzo-no dominuj¹ce znaczenie istnienia tzw. strumienia

skorupowego, czyli dop³ywu dyfuzyjnego helu z

g³êbszych warstw (Zuber i in., 1997). Okreœlanie liczbowe

wieku wód podziemnych metod¹ helow¹ nie jest ³atwe, mo¿na jednak jakoœciowo stwierdziæ, ¿e wszystkie przyto-czone stê¿enia 4Heexc i Heexc obserwowane w badanych

wodach mineralnych przekraczaj¹ o oko³o dwa do trzech rzêdów wielkoœci stê¿enia typowe dla wód zasilanych w okresie holocenu.

W tabeli 3 zestawione s¹ najwa¿niejsze dane gazów szlachetnych wód mineralnych Buska Zdroju. Wysokie stê¿enia4

Heexci40Arexc(stosunek40Ar/36Ar zaczyna

prze-wy¿szaæ wartoœæ atmosferyczn¹ — 295,5— dopiero dla wód wyraŸnie starszych ni¿ 10 tys. lat) oraz oszacowane z nich wartoœci wieku wód jednoznacznie potwierdzaj¹ przytoczon¹ powy¿ej hipotezê dotycz¹c¹ interglacjalnego zasilania zasolonych wód siarczkowych Buska. W odnie-sieniu do solanek Buska zawartych w wapieniach juraj-skich okreœlaj¹ ich zasilanie na okres pomiêdzy ostatni¹ regresj¹ morsk¹ w miocenie i zimniejszym klimatem plej-stocenu. Te oszacowania nie odnosz¹ siê bezpoœrednio do wody w Dobrowodzie, jednak ze wzglêdu na identyczny sk³ad izotopowy wody i zbli¿one stê¿enie He do wartoœci obserwowanych w wodach siarczkowych Buska, mo¿na wiarygodnie przyj¹æ podobny wiek wody zwi¹zany z opa-dami w okresie ostatniego interglacja³u.

W tabeli 3 przytoczone s¹ równie¿ wartoœci NGT, wyli-czone ze zmierzonych stê¿eñ Ne, Ar, Kr i Xe (Zuber i in., 1997). Stê¿enia tych gazów wynikaj¹ z ich rozpuszczania siê zachodz¹cego na kontakcie atmosfera– –woda w proce-sie zasilania wód podziemnych, a poniewa¿ rozpuszczal-noœæ gazów jest funkcj¹ temperatury, w sprzyjaj¹cych warunkach reprezentuj¹ one temperatury panuj¹ce w przesz³oœci na obszarze zasilania (Zuber, 2007b). Otrzymane temperatury s¹ jakoœciowo zgodne z oszacowaniami wie-ków wód uzyskanymi ze stê¿eñ4He i 40Ar, gdy¿ p³ytkie wody siarczkowe Buska Zdroju maj¹ wieki zwi¹zane naj-prawdopodobniej z ostatnim interglacja³em, a g³êbsze solanki maj¹ wieki odpowiadaj¹ce opadom przedplejstoce-ñskim, kiedy to po ostatniej regresji morskiej panowa³y kli-maty znacznie cieplejsze ni¿ klimat interglacja³ów. Nale¿y jeszcze wspomnieæ, ¿e sk³ady izotopowe wód mineralnych rejonu Solca Zdroju s¹ podobne do sk³adów izotopowych

Miejsce i formacja

Site and formation Cl

–

[g/dm3] rNa+/rCl– Cl–/Br–

Busko, margle kredy

Busko, Cretaceous marls 5,7–6,6 1,01–1,03 300–350

Las Winiarski, piaskowce kredy

Las Winiarski, Cretaceous sandstones 5,87 0,98 436

Dobrowoda, piaski badenu, zlepieñce kredy i piaskowce jury

Dobrowoda, Badenian sands, Cretaceous conglomerates, Jurassic sandstones. 5,88–6,54 0,93–1,09 310–645

GZW, sedymentacyjne solanki badenu

Upper Silesia Coal Basin, Badenian sedimentation brines 17–32 0,81–0,87 140–177

Woda oceaniczna

Ocean water 19,6 0,87 285

Woda rozpuszczaj¹ca sól chlorkowo-sodow¹

Water dissolving NaCl salt do oko³o 118 ~1,0 ~300–10 000

rNa+/rCl– — stosunek molowy (molar ratio)

Tab. 1. Wybrane dane chemiczne wód siarczkowych rejonu Buska w porównaniu z kilkoma innymi typowymi wodami Table 1. Selected chemical data of sulphide waters in Busko area in comparison with several other typical waters

solanek Buska, czyli z du¿ym prawdopodobieñstwem mo¿na im równie¿ przypisaæ wiek zwi¹zany z zasilaniem wodami opadowymi przed plejstocenem, ale po miocenie (Zuber i in., 1997).

Wszystkie analizy chemiczne i izotopowe badanych wód siarczkowych wykazuj¹ bardzo zbli¿one wartoœci, co oznacza ich zdumiewaj¹c¹ jednorodnoœæ zarówno w profi-lu g³êbokoœciowym, jak i na dotychczas zbadanym obsza-rze. Brak stratyfikacji pionowej nie jest wynikiem uœrednienia przy próbkowaniu, gdy¿ mimo bliskiego wza-jemnego s¹siedztwa, poszczególne otwory w Busku Zdro-ju znacznie ró¿ni¹ siê ca³kowitymi g³êbokoœciami oraz g³êbokoœciami usytuowania filtrów (Pilich i in., 1979). Na przyk³ad otwór Busko-8a zafiltrowany jest na g³êbokoœci 9,3–50,0 m, a otwór Busko-20 na g³êbokoœci 269–290 m (Zuber i in., 1997).

Przyjmuj¹c oszacowane wy¿ej wieki i meteoryczne pochodzenie wód za wiarygodne, zasolenie i siarczany w badanych wodach mog¹ pochodziæ jedynie z ³ugowania utworów chemicznych badenu, oczywiœcie z mo¿liwoœci¹ wtórnych zmian zwi¹zanych g³ównie z wymian¹ katio-now¹ miêdzy wod¹ i minera³ami ilastymi oraz redukcj¹ siarczanów (Zuber i in., 1996, 1997). Potwierdzeniem tej hipotezy s¹ pokazane na ryc. 4 zale¿noœci Cl––2H dla wód

mineralnych rejonów Buska i Solca z poziomymi przebiegami zale¿noœci–2H od stê¿enia Cl–. W przypadku mieszania siê z morskimi wodami sedymentacyjnymi linie te by³yby silnie narastaj¹ce. Dla wód holoceñskich i inter-glacjalnych w przybli¿eniu istnieje jedna linia ze wzglêdu na bardzo zbli¿one klimaty, prowadz¹ce do podobnych wartoœci sk³adu izotopowego wód opadowych. Dla wód przedplejstoceñskich obserwuje siê ró¿ne linie przypusz-czalnie wskutek znacznego zró¿nicowania ciep³ych klima-tów w d³ugim okresie czasu miêdzy regresj¹ morza mioceñskiego i pocz¹tkiem plejstocenu. Linie te przedsta-wione s¹ na ryc. 4 jako pasmo linii o ograniczonej szeroko-œci.

Na rycinie 4 pokazane s¹ tak¿e wyniki analiz dwóch przejawów powierzchniowych wód mineralnych. Sk³ad izotopowy wody ze Ÿród³a w Owczarach, z obecnoœci¹ try-tu i znacznym zasoleniem, sugeruje mieszanie siê zwyk³ej wody wspó³czesnej z zasolon¹ wod¹ interglacjaln¹. Nato-miast w szybie gadawskim, wed³ug sk³adu izotopowego i zasolenia wody, tak¿e przy obecnoœci trytu i14

C (Grabczak i in., 1987; Zuber i in., 1997), wystêpuje woda przedplej-stoceñska, mieszaj¹ca siê z wod¹ wspó³czesn¹ zgodnie z pokazan¹ lini¹ mieszania siê wód lub z wod¹ podobn¹ do wody w Owczarach, co mo¿na sobie wyobraziæ prowadz¹c

Otwór, typ wody

Well, water type

4_He exc/wiek 4_He exc/age 40_Ar/36_Ar 40_A exc/wiek 40_A exc/age NGT/okres zasilania NGT/recharge period

P³ytkie otw., w. siarczk. Shallow wells, sulphide w.

120–154/ 0,09–0,27 301,3±0,7 8,8±0,2/ 0,16–0,48 5,5±0,7/interglacjalny Interglacial B-15, solanka B-15, brine 354/~2 309,5±0,5 17,0±1,7/~5,5 20,2±1,5/przedplejst. Pre-Pleistocene B-19, solanka B-19, brine 444/~2 359 50/5,5–12 27,7±4,7/przedplejst. Pre-Pleistocene Tab. 3. Wybrane dane gazów szlachetnych (4Heexcand

40

Arexcw 10 -6

N cm3/g), wartoœci NGT (oC), oszacowane wieki w mln lat i okresy zasilania wód mineralnych Buska zestawione wed³ug danych Zubera i in. (1997)

Table 3. Selected noble gas data (4

Heexcand 40 Arexcin 10 -6 STP cm3 /g), NGT values (o

C), estimated ages (Ma) and recharge periods compiled from data of Zuber et al. (1997)

Miejsce, typ wody, daty, g³êbokoœæ otworu [m] Site, date(s), depth of well [m]

d18_O [‰] d2_H [‰] Tryt [T.U.] 14 C pmc 4 Heexc 10–6 cm3 /g ujêcie Nureka)_{, woda zwyk³a, 1983–1985;}~150

Well Nurek, fresh water, 1983–1985;

–10,3 –70 ~15 35,1 (<0,02)d)

Buskoa)

, wody siarczkowe, 1970–1993,~20–150 Busko, sulphide water, 1970–1993,~20–150

–9,6¸ –10,1 –68¸ –73 0,0 0,0±1,0 121–154

Las Winiarskib)

, woda siarczkowa, 2006, 135–157 Las Winiarski, sulphide water, 2006, 135–157

–10,3 –73,4 0,0 n.m. n.m.

Dobrowoda, woda siarczkowa, 2007, 162–300 Dobrowoda, sulphide water, 2007, 162–300

–9,8 –71,5 0,0 0,9±1,0 95±5

(Heexc)

GZWc)

, sedymentacyjne solanki badenu, 1973–1997 USCB, Badenian sedimentation brines, 1973–1997

~0,0 ~ –3 0,0 0,0±1,0 n.m.

a)

Zuber i in., 1997;b)Szczepañski & Porwisz, 2007;c)Pluta & Zuber, 1995;doczekiwana wartoœæ (expected value); n.m. — nie mierzono (not measured)

Tab. 2. Wybrane dane izotopowe wód rejonu badañ Table 2. Selected isotope data of waters in the study area

przez punkt Gadawy inne hipotetyczne linie mieszania siê ascenduj¹cych wód g³êbokich z wodami p³ytkimi o ró¿-nym zasoleniu. Na rycinie 4 nie pokazano nieistniej¹cego ju¿ Ÿród³a w Baranowie, które drenowa³o wodê o sk³adzie izotopowym podobnym do sk³adu g³êbokich solanek Buska (Dowgia³³o, 1973).

Podsumowanie i wnioski

Wed³ug wiêkszoœci autorów wody mineralne Buska Zdroju zasilane s¹ na NW od Buska w paœmie wójczow-sko-piñczowskim. Podobnie Szczepañski i Porwisz (2007) podaj¹ obszar zasilania ujêcia Lasu Winiarskiego na N lub NW od ujêcia. Jednak s¹dz¹c z morfologii obszaru i pozy-cji wód interglacjalnych w stosunku do wód przedplejsto-ceñskich pokazanych na ryc. 1, mo¿na przypuszczaæ, ¿e wody mineralne dop³ywaj¹ do obszaru badañ raczej z zachodu. W ka¿dym przypadku obszar lub obszary zasila-nia s¹ poza obecnym zasiêgiem facji siarczanowej, co ozna-cza, ¿e pocz¹tkowy jej zasiêg i ewentualny zasiêg warstwy lub przewarstwieñ solnych znajdowa³y siê znacznie dalej na zachód i pó³nocny zachód.

Dane hydrochemiczne i izotopowe wskazuj¹, ¿e wszystkie zasolone wody siarczkowe wieku plejstoceñskie-go stanowi¹ jeden du¿y system, niezwykle jednorodny pod wzglêdem chemicznym i izotopowym. Jednak budowa blokowa omawianego obszaru, spowodowana licznymi uskokami, powoduje, ¿e system ten dzieli siê na s³abo hydraulicznie po³¹czone podsystemy. Sezonowe zmiany wielkoœci eksploatacji wód mineralnych Buska Zdroju nie

wykazuj¹ wp³ywu na zwierciad³o wody w Lesie Winiar-skim, co sugeruje istnienie odrêbnego podsystemu wody mineralnej w stosunku do podsystemu Buska (Szczepañski & Porwisz, 2007). Podobnie struktura geologiczna rejonu Dobrowody sugeruje znaczn¹ niezale¿noœæ tego podsyste-mu od podsystepodsyste-mu Buska Zdroju.

Istnienie w pó³nocnej czêœci zapadliska

przedkarpac-kiego du¿ych zasobów silnie zasolonych wód

pochodz¹cych z opadów atmosferycznych po ostatniej

regresji morskiej w badenie wyjaœnia w¹tpliwoœci

dotycz¹ce Ÿród³a zasolenia. W œwietle danych izotopo-wych odrzucone musz¹ byæ wczeœniejsze hipotezy, wi¹¿¹ce te zasolenia z wod¹ sedymentacyjn¹ miocenu lub nawet z wodami wczeœniejszych sedymentacji, w przypadkach g³êbszych horyzontów. Jednak wi¹zanie zasolenia z pier-wotnym istnieniem licznych inkluzji i przewarstwieñ sol-nych w gipsach (Zuber i in., 1996, 1997 — na postawie danych Kwiatkowskiego, 1972, 1974) wydaje siê nie byæ wystarczaj¹co uzasadnione iloœciowo, zw³aszcza bior¹c pod uwagê wydajny samowyp³yw w Dobrowodzie oraz wczeœniejsze istnienie w rozpatrywanym rejonie Ÿróde³ wód silnie zasolonych. Dlatego, wbrew przyjêtym pogl¹dom (np. Garlicki, 1971, 1979), mo¿na wysun¹æ alternatywn¹ hipotezê, ¿e na omawianym obszarze, a dok³adniej nawet znacznie poza obecnie przyjêt¹ pó³noc-no-zachodni¹ granic¹ zapadliska, oprócz facji siarczano-wej, istnia³a tak¿e facja solna, która nie by³a dobrze odizolowana przez osady ilaste od póŸniejszych wód infil-tracyjnych. Spowodowa³o to jej kompletne wy³ugowanie,

5 0 10 15 20 25 30 35 40 45 50 -70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0

pasmo rozpuszczania NaCl – tworzenie siê g³êbokich solanek leaching paths of NaCl

– formation of deep saline waters woda morska

ocean water

szyb w Gadawie i jedna z mo¿liwych hipotetycznych linii mieszania Gadawa shaft and one of possible hypothetical mixing lines

linia rozpuszczania NaCl i tworzenia siê p³ytkich, zasolonych wód siarczkowych leaching line of NaCl and formation of shallow saline sulphide waters

s³odkie wody Buska

fresh Busko waters

wody siarczkowe Buska

sulphide Busko waters

Ÿród³o w Owczarach

spring in Owczary

Las Winiarski LW-1

Dobrowoda GT-1

Solec 2 Solec szyb

Solec shaft B-15 We³nin-2 Cl-[g/dm ]3 B-19 szyb w Gadawie Gadawa shaft

Ryc. 4. Zale¿noœci Cl––d2H wód podziemnych rejonu badañ z zaznaczonymi hipotetycznymi linami rozpuszczania wed³ug Zubera i in. (1996, 1997) z uzupe³nieniami (woda rozpuszczaj¹ca NaCl ulega wzbogaceniu w Cl–_{bez zmiany sk³adu izotopowego; w trudnej do}

prze-widzenia przysz³oœci wody s³one bêd¹ ulega³y wys³odzeniu ze zmian¹ sk³adów izotopowych w kierunku wód wspó³czesnych) Fig. 4. Cl––d2H relations of groundwaters in the study area with indicated hypothetical leaching lines after Zuber et al. (1996, 1997) with new data (leaching of NaCl leads to the enrichment in Cl–without any change in the isotopic composition; in unpredictable future, saline waters will be undergoing refreshing with isotope composition changing in the direction of modern waters)

a jedynym reliktem tej facji jest istnienie du¿ych iloœci sil-nie zasolonych wód pochodzenia atmosferycznego.

Dodatkowym argumentem przemawiaj¹cym za powy-¿sz¹ hipotez¹ mog¹ byæ sk³ady izotopowe wód krystaliza-cyjnych gipsów zapadliska przedkarpackiego (Ha³as, 1982; Ha³as & Krouse, 1982). Poszczególne badane prób-ki, mimo morskiego pochodzenia tych gipsów, charaktery-zuj¹ siê równowag¹ izotopow¹ nie z wod¹ morsk¹, lecz z opadowymi wodami infiltracyjnymi umiarkowanych i zimnych klimatów plejstoceñskich oraz ciep³ych klimatów przedplejstoceñskich. Oznacza to, ¿e ca³y kompleks gip-sów mioceñskich zosta³ dobrze przep³ukany przez póŸniej-sze wody atmosferyczne, które w ró¿nych okresach czasu wy³ugowa³y zarówno przewarstwienia i inkluzje solne,¿ jak i warstwy soli przypuszczalnie zalegaj¹ce na gipsach wed³ug zaproponowanej wy¿ej hipotezy. Jest oczywistym, ¿e z tych wód opadowych jedynie ma³y u³amek procenta móg³ ulec zachowaniu w g³êbszych utworach. Ta stosunko-wo niewielka iloœæ zachowanych wód opadowych zawiera tak¿e niewielk¹ iloœæ pierwotnego zasolenia. Trudno przy-puszczaæ, aby inkluzje i drobne przewarstwienia solne dostarczy³y tyle materia³u, ¿eby jego drobny u³amek wystarczy³ na wysokie zasolenie wód mineralnych wystê-puj¹cych w utworach miocenu, kredy i jury o znacznej mi¹¿szoœci, rozci¹gaj¹cych siê na du¿ym obszarze (ryc. 1).

W rejonie Dobrowody stwierdzono nieoczekiwane ist-nienie rowu lub zag³êbienia tektoniczno-erozyjnego w utworach kredowo-jurajskich, wype³nionego materia³em piaszczystym miocenu, co stanowi o du¿ych zasobach dys-pozycyjnych wody mineralnej. Mimo identycznoœci che-micznej i izotopowej z wod¹ siarczkow¹ Buska Zdroju, woda mineralna w tym rejonie jest raczej niezale¿na hydraulicznie od wód siarczkowych Buska. Za tak¹ hipo-tez¹ przemawia tak¿e przedplejstoceñski wiek solanki zawartej w utworach jurajskich w rejonie Buska Zdroju, podczas gdy woda w Dobrowodzie zawarta zarówno w utworach miocenu, jak i kredy i jury nie wykazuje obecno-œci domieszki solanki wieku przedplejstoceñskiego.

Woda mineralna w Dobrowodzie jest naturalnie chro-niona przed zanieczyszczeniami antropogenicznymi wsku-tek istnienia nieprzepuszczalnego nadk³adu, w przeci-wieñstwie do wód siarczkowych Buska Zdroju, które cha-rakteryzuj¹ siê swobodnym zwierciad³em wody, co ograni-cza mo¿liwoœæ zwiêkszenia ich eksploatacji, gdy¿ przy zwiêkszonym obni¿eniu zwierciad³a wody do czêœci filtro-wej najp³ytszego otworu zaczyna dop³ywaæ zanieczysz-czona woda zwyk³a (Zuber i in., 1996, 1997).

Reasumuj¹c, wody siarczkowe rejonu Buska Zdroju, w tym woda z Dobrowody, pochodz¹ z opadów z czasu ostatniego interglacja³u. Na kierunku ich nap³ywu nale¿y oczekiwaæ wystêpowania coraz to m³odszych i mniej zasolonych wód. Wody te nie mog¹ byæ odseparowane od wspó³czesnej infiltracji przez nieprzepuszczalne osady morskie, a wiêc w sensie hydraulicznym s¹ odnawialne. Jednak ich zasole-nie i mineralizacja s¹ zasole-nieodnawialne, gdy¿ powsta³y poza obecnym obszarem zapadliska, bêd¹c reliktem nieist-niej¹cej ju¿ facji siarczanowej, a byæ mo¿e tak¿e solnej, na bli¿ej nierozpoznanym obszarze zasilania.

Literatura

CHOWANIEC J., OLSZEWSKA B. & PORWISZ B. 2008 — Wstêpne wyniki badañ geologicznych otworu Dobrowoda G-1 w rejonie Buska Zdroju. Sprawozdania z posiedzeñ Naukowych PIG, Warszawa (w druku). CZARNOCKI J. 1926 — O pochodzeniu wód mineralnych w Busku i okolicach. Posiedz. Nauk. PIG, 14, Warszawa.

DOWGIA££O J. 1973 — Wyniki badañ sk³adu izotopowego tlenu i wodoru w wodach podziemnych Polski po³udniowej. Biul. Inst. Geol., 277: 319–338.

GARLICKI A. 1971 — Facial map of the Tortonian evaporite horizon in Poland. Acta Geol. Acad. Sci., Hungaricae, 15: 111–115.

GARLICKI A. 1979 — Sedymentacja soli mioceñskich w Polsce. Pra-ce Geol. No. 119. Komisja Nauk Geol. PAN, Kraków.

GRABCZAK J., SZCZEPAÑSKI A. & ZUBER A. 1987 — Uwagi na temat genezy wód mineralnych Buska i Solca. [W:] 25 lat górnictwa uzdrowiskowego. AGH, Kraków: 91–99.

HA£AS S. 1982 — Badania izotopowe siarczanów, wêglanów oraz wody krystalizacyjnej gipsów w utworach miocenu Przedkarpacia. Prz. Geol., 30: 73–77.

HA£AS S. & KROUSE H.R. 1982 — Isotope abundances of water of crystallization of gypsum from the Miocene evaporate formation, Car-pathian Foredeep, Poland. Geoch. Cosmochim. Acta, 46: 293–296. KWIATKOWSKI S. 1972 — Sedymentacja gipsów w miocenie po³udniowej Polski. Prace Muzeum Ziemi, 19: 4–94.

KWIATKOWSKI S. 1974 — Osady gipsu mioceñskiego po³udniowej Polsce. Biul. Inst. Geol., 280: 299–344.

KULIKOWSKA J. 1976 — O pochodzeniu wód mineralnych w rejo-nach Buska i Solca i mo¿liwoœci zwiêkszenia ich zasobów. Problemy Uzdrowiskowe, nr 6/8 (104/106): 191–222.

KULIKOWSKA J. 1979 — Pochodzenie i warunki przep³ywu wód mineralnych w rejonie Buska i Solca. Maszynopis pracy doktorskiej. Instytut Nauk Geologicznych PAN, Warszawa.

LASA J., MOCHALSKI P. & £OKAS E. 2002 — Determination of argon in air and water. Chemia Analityczna, 47: 839–845. LASA J., MOCHALSKI P. & PUSZ J. 2004 — Evaluation of a pul-se-discharge helium detector for the determination of neon concentra-tions by gas chromatography. J. Chromatogr. A, 1035: 261–264. £YCZEWSKA J. 1975 — Zarys budowy geologicznej pasma wój-czowsko-piñczowskiego. Biul. Inst. Geol, 283: 151–183.

PAZDRO Z. 1983. — Hydrogeologia ogólna. Wyd. Geol., Warszawa. PILICH A., KULIKOWSKA J. & MADEYSKI A. 1979 — Ujêcia wód mineralnych i s³abo zmineralizowanych w Polsce. Instytut Balneokli-matyczny, Warszawa.

PLUTA I. & ZUBER A. 1995 — Origin of brines in the Upper Silesian Coal Basin (Poland) inferred from stable isotope and chemical data. Appl. Geoch., 10: 447–460.

PUSZ J., LASA J. & ŒLIWKA I. 2007 — Metoda chromatografii gazo-wej w pomiarach stê¿enia helu w wodach podziemnych. [W:] Szczepa-ñski A., Kmiecik E. & ¯urek A. (red.) Wspó³czesne problemy hydrogeologii, t. XIII, cz. 2, Wydz. Geol., Geof. i Ochr. Œrod. AGH, Kraków: 303–311.

ROS£OÑSKI R. 1936 — S³one i siarczkowe Ÿród³a w Solcu i jego rejonie. Posiedz. Nauk. PIG, 45: 45–47.

SZCZEPAÑSKI A. & PORWISZ B. 2007 — Lecznicze wody siarczko-we z miejscowoœci Las Winiarski k. Buska Zdroju. [W:] III krajowa Konferencja Naukowo-Techniczna, Geologia stosowana i ochrona œro-dowiska. PPU DCF, Kielce: 97–112.

WINID B. & WITCZAK S. 2004 — Bromine concentration in mine waters from the Wieliczka Salt Mine as an indicator of their origin and migration of flow paths in the salt deposit. Ann. Soc. Pol. (Roczn. PTG), 74: 277–283.

ZUBER A. 2007a — Metoda helowa datowania wód podziemnych. [W:] Szczepañski A., Kmiecik E. & ¯urek A. (red.) Wspó³czesne pro-blemy hydrogeologii, t. XIII, cz. 2, Wydz. Geol., Geofiz. i Ochr. Œrod. AGH, Kraków: 381–388.

ZUBER A. 2007b — Atmosferyczne gazy szlachetne. [W:] Zuber A., Ró¿añski K. & Ciê¿kowski W. (red.) Metody znacznikowe w hydroge-ologii — poradnik metodyczny. Wyd. Politechn. Wroc³., Wroc³aw: 298–302.

ZUBER A. & GRABCZAK J. 1985 — Pochodzenie niektórych wód mineralnych Polski po³udniowej w œwietle dotychczasowych badañ izotopowych. [W:] Aktualne problemy hydrogeologii. Wyd. AGH, Kra-ków: 135–148.

ZUBER A., WEISE S.M., OSENBRÜCK K., MATEÑKO T. & GRABCZAK J. 1996 — Kompleksowe zastosowanie metod hydroche-micznych, izotopowych i gazów szlachetnych dla okreœlania genezy i wieku wód mineralnych. [W:] Problemy hydrogeologiczne po³udnio-wo-zachodniej Polski. Dolnoœl¹skie Wyd. Edukacyjne, Wroc³aw: 361–367.

ZUBER A., WEISE S.M., OSENBRÜCK K. & MATEÑKO T. 1997 — Origin and age of saline waters in Busko Spa (Southern Poland) determined by isotope, noble gas and hydrochemical methods: evidence of interglacial and pre-Quaternary warm climate recharges. Appl. Geochem., 12: 643–660.

Praca wp³ynê³a do redakcji 4.07.2008 r. Po recenzji akceptowano do druku 15.01.2009 r.