Zasolenie wód podziemnych kenozoiku Polski północno

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
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/dm3 and 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 bodies, 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 poziomów u¿ytkowych, a okreœlenie skali tego zjawiska ma
istotne znaczenie dla prawid³owego gospodarowania zasobami wód podziemnych. Dlatego celem artyku³u jest omówienie 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, Trzebiatowa, 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 dawniejszych pracach wyra¿ono pogl¹d, ¿e g³ówn¹ przyczyn¹
jest rozpuszczanie cechsztyñskich soli przez wody infiltracyjne 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 & Nowicki (1991, 1997).
Artyku³ przedstawia czêœciowe wyniki pracy przygotowanej pod kierunkiem Prof. J. Dowgia³³o, w Studium
*Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk,
ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa; [email protected]
Doktoranckim, Instytutu Nauk Geologicznych, Polskiej
Akademii Nauk w Warszawie.
Dane hydrogeochemiczne
i sposób ich opracowania
Do charakterystyki ascenzyjnego zasolenia wód podziemnych kenozoiku wykorzystano 7747 analiz chemicznych z Centralnego Archiwum Geologicznego oraz
archiwów BPiUBU „BALNEOPROJEKT” i uzdrowiska w
Ko³obrzegu, a tak¿e Zak³adów Wodoci¹gów i Kanalizacji
w Szczecinie, Gryfinie, Goleniowie, Nowogardzie, Dziwnowie i Kamieniu Pomorskim, Urzêdu Wojewódzkiego w
Szczecinie i Centralnego Banku Danych Hydrogeologicznych HYDRO.
Odrzucono wyniki analiz chemicznych, wskazuj¹cych
na antropogeniczn¹ genezê zasolenia wód. Za podstawow¹
przes³ankê antropogenicznego pochodzenia podwy¿szonego stê¿enia jonu chlorkowego (>30 mg/dm3) w wodzie
przyjêto za Macioszczykow¹ (1991) i Górskim (2001)
wysokie zawartoœci zwi¹zków azotu i siarczanów. Wed³ug
Macioszczykowej (1991) o pocz¹tkowym stadium przeobra¿enia antropogenicznego wód podziemnych œwiadczy
podwy¿szona zawartoœæ amoniaku (>0,1 mg/dm3), azotynów (>0,005 mg/dm3), azotanów (>0,5 mg/dm3), siarczanów (>50 mg/dm3). Natomiast Górski (2001)
zaproponowa³ by za przejaw zanieczyszczenia antropogenicznego wód podziemnych uznaæ stê¿enie azotanów
powy¿ej 0,1 mg/dm3 oraz siarczanów przekraczaj¹ce 40
mg/dm3 w poziomach dobrze izolowanych, a wy¿sze od 75
mg/dm3 w poziomach odkrytych.
Dodatkowo uwzglêdniono g³êbokoœæ i sposób zagospodarowania miejsca opróbowania warstwy wodonoœnej.
Obliczona dla rozpatrywanych studni omawianego obszaru œrednia wartoœæ stê¿enia chlorków w wodach podziemnych w poszczególnych 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 zanieczyszczenia489
20
Cl- [mg/dm3]
30
40
50
60
Ryc. 1. Zmiennoœæ œredniej zawartoœci jonu Cl–
w wodach podziemnych
kenozoiku w zale¿noœci
od g³êbokoœci wystêpowania poziomów wodonoœnych
Fig. 1. The variability of
average
chlorides
concentration
in
Cenozoic
aquifers
related to the depth of
aquifers
mi antropogenicznymi. Natomiast odnotowane na g³êbokoœci powy¿ej 35–40 m podwy¿szone stê¿enia chlorków
wi¹zaæ nale¿y w g³ównej mierze z zasoleniem ascenzyjnym. Obserwacje te koresponduj¹ z wynikami opisanymi
przez Macioszczykow¹ & Je¿a (1995) dla obszaru zlewni
Utraty, Górskiego (1989) dla rejonu œrodkowej Wielkopolski i Dragona (1999) dla obszaru Wielkopolskiej 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 poziomu, izolowanego kilkudziesiêciometrow¹ warstw¹ glin,
pochodzi od wód mezozoiku. Uwzglêdniono jedynie oznaczenia 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, miocenu i pliocenu — 70 mg/dm3 (ryc. 4, 5), wyznaczono
zgodnie z metodyk¹ zaproponowan¹ przez Macioszczykow¹ (1976, 1990). Wydzielenie tylko tych dwóch zasadniczych grup poziomów wodonoœnych, przy obliczaniu
wartoœci t³a, spowodowane jest zwykle bardzo uproszczonym opisem profilu litologicznego i stratygraficznego wiêkszoœci otworów, szczególnie w odniesieniu do osadów
dawniej opisywanych jako trzeciorzêdowe.
Pojêcie „t³o hydrogeochemiczne” pomimo, ¿e
powszechnie stosowane, nadal przez wielu autorów uznawane jest za kontrowersyjne, dlatego nale¿y podkreœliæ, i¿
u¿ywane w tym artykule sformu³owanie „górna wartoœæ t³a
hydrogeochemicznego dla chlorków” oznacza „górn¹ granicê stê¿eñ chlorków pochodz¹cych z ascenzji wód
s³onych”.
Zjawisko zasolenia ilustruje mapa wystêpowania podwy¿szonej zawartoœci chlorków w wodach podziemnych
kenozoiku (ryc. 6), przedstawiaj¹ca studnie, w których
oznaczona wartoϾ jonu ClРwynosi: 1) od 30 mg/dm3 do
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
490
2500
liczebnoœæ oznaczeñ
number of samples
10
iloœæ oznaczeñ
number of examined
samples
n=7016
2000
1500
1000
500
0
10
30
50
70
90
110 130 150 170 190 210 230 250 270 290
zawartoϾ Cl - [mg/dm3]
Cl - concentration [mg/dm3]
Ryc. 2. Rozk³ad wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlorków w wodach
podziemnych poziomów plejstoceñskich
Fig. 2. Distribution of chlorides concentration in Quaternary Pleistocene aquifers
100
czêstoœæ skumulowana [%]
cumulated of frequency [%]
0
90
80
70
60
50
40
60
30
20
górna granica t³a chlorkowego
dla wód poziomów plejstoceñskich
upper limit of the hydrogeochemical
background values for the Pleistocene aquifers
10
0
10
30
50 60 70
90
110
130
150
170
190
210
230
250
270
290
zawartoϾ Cl - [mg/dm3]
Cl - concentration [mg/dm3]
Ryc. 3. Czêstoœæ skumulowana wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlorków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich
Fig. 3. Cumulated frequency of chloride concentration in
Pleistocene aquifers
300
iloœæ oznaczeñ
number of examined
samples
n=644
250
liczebnoœæ oznaczeñ
number of samples
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
200
150
100
50
0
10
30
50
70
90
110 130 150 170 190 210 230 250 270 290
zawartoϾ Cl - [mg/dm3]
Cl - concentration [mg/dm3]
Ryc. 4. Rozk³ad wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlorków w wodach
podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu
Fig. 4. Distribution of chlorides concentration in Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers
100
czêstoœæ skumulowana [%]
cumulated of frequency [%]
g³êbokoœæ [m]
depth [m]
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
90
80
70
60
50
40
70
30
20
górna granica t³a chlorkowego
dla wód poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu
upper limit of the hydrogeochemical background values
for the Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers
10
0
10
30
50
70
90
110
130
150
170
190
210
230
250
270
290
zawartoϾ Cl - [mg/dm3]
Cl - concentration [mg/dm3]
Ryc. 5. Czêstoœæ skumulowana wartoœci oznaczeñ stê¿enia chlorków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i
pliocenu
Fig. 5. Cumulated frequency of chloride concentration in Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
wartoœci 30 mg/dm3, zosta³o przez Macioszczykow¹
(1991), Grube (2000) i Górskiego (2001), przyjête za wartoœæ graniczn¹, wskazuj¹c¹ ju¿ na trwanie procesu zasolenia wód u¿ytkowych Ni¿u Polsko-Niemieckiego.
Spoœród 7016 opróbowanych studni, ujmuj¹cych wody
poziomów plejstoceñskich w 1259 studniach (17,7% oznaczeñ) 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) przekracza 250 mg/dm3 (ryc. 2). Na mapie wystêpowania podwy¿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 uwarunkowanych skal¹ mapy, uwzglêdniano tylko jedn¹ studniê 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 poziomów 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, obejmuj¹ca wyniesione bloki Wolina, Gryfic i Ko³obrzegu
pomiêdzy Œwinoujœciem a Bia³ogardem (ryc. 6), charakteryzuje 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 samowyp³ywy solanek o mineralizacji od 45 do 51 g/dm3, obserwowane 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 zlikwidowane. 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 chlorków (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 zasolenia 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 zgrupowanie 34 studni (ryc. 6), ujmuj¹cych podglinowe plejstoceñskie warstwy wodonoœne, w których oznaczono podwy¿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. Maksymaln¹ 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 hydrogeologiczne opisywanego obszaru sprawiaj¹, ¿e ³atwo
dochodzi do wzrostu zasolenia wód wskutek nadmiernej
eksploatacji. Na przyk³ad, w studni H–1 ujêcia komunalnego w Kamieniu Pomorskim, ujmuj¹cej poziom plejstoceñski na g³êbokoœci 20 m, w latach 1987–1999 odnotowano 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 mezozoiku (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 chlorkowych 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 chemiczne tych wód ujmowanych na g³êbokoœci 28,5–32,0 m,
wykaza³y jednoczeœnie bardzo nisk¹ zawartoœæ zwi¹zków
azotu (NH4 = 0,04 mg/dm3, NO2 = 0,001 mg/dm3, 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 Rogowie (na wschód od Nowogardu). Oznaczenie wykonane w
1999 roku, wykaza³o znikom¹ zawartoœæ zwi¹zków azotu
wynosz¹c¹ odpowiednio dla NH4 = 0,4 mg/dm3, NO2
491
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
opisywany obszar
study area
KIE
£TYC
A
B
E
MORZ LTIC SEA
Mrze¿yno
BA
SZCZECIN
WARSZAWA
Dziwnówek
„Edward II” „Józef”
I’
I
Ustronie
Ko³obrzeg IG 1
Jamno
IG 3
„B1, B2”
Grzybowo 1
Mielno
KOSZALIN
„Anastazja”
17°00’E
Biesiekierz 1
Trzebiatów
Œwinoujœcie
T2
J1
T3
II
Bia³ogard
Jatki II
T3
rza
II’
Kamieñ
Pomorski
T3
Dêbczyno
Gryfice
Wolin
Zalew
Szczeciñski
Szczecin
Lagoon
T3
Resko
Re
J3
T3
J1
SZCZECIN
Stargard Szczeciñski
Gryfino
T2
Gw
Marianowo 1
da
III
Jez. Mie
Miedwie dwie
Lake
NIEMCY
GERMANY
J1
III’
Kalisz Pomorski
T3
Ina
Wa³cz
Choszczno Drawno
V
PI£A
Pi³a IG 1
SY
O
Noteæ
T2 Czarnków
a
No
dr
teæ
a
Chojna
Tuczno
Draw
yca
V’
T3
T3
N
SZ KL
I
CZ NO
EC RI
IV’
IN UM
Myœlibórz
IV
SY S
NC ZC
Strzelce
M
Krajeñskie
LI ZEC
O
NO
œla
NO I
My
K
FOR
L
RI ÑSK
ESU INA PR
Dêbno
UM IE
D
Z
EDS
ETI
GORZÓW
C
U
WLKP.
MO
D
Warta
NO ECKA
CLI
Warta
Wronki
NE
P³onia
Tyw
a
Pyrzyce
Rurz
SY
N
PO KLIN
Pa
OR
rsê
P MO
ta S
YN OMORSKI IUM
CL RZ E
INO E
Po³czyn
RIU
Zdrój
M
AN
Szczecinek
T
PO YKLIN
MO
O
RZ RIU
EA MP
NT
O
Czaplinek
ICL MOR
INO SK
RIU IE
M
£obez
Goleniów
Widuchowa
O
de
rR
ive
r
52°35’N
0
Œwidwin
ga
Konarzewo
Nowogard
T3
T2
Police
ew
ep
Wi
Pad
Kamieñ Pom. IG1
Ryczywó³
T3
10km
poduszki i wa³y solne
salt pillows and walls
T3
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)
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)
kierunki przep³ywu wód podziemnych piêtra kenozoicznego (wg Paczyñskiego-red., 1993)
flow direction within Cenozoic aquifers (after Paczyñski-ed., 1993)
uskoki stwierdzone
confirmed faults
uskoki przypuszczalne
hipothetical faults
granice g³ównych jednostek tektonicznych
borders of the main structural units
Dzia³y wód powierzchniowych:
Watersheds:
pierwszego rzêdu
of the first order
I
drugiego rzêdu
of the second order
linia przekroju geologicznego
I’ line of geological cross-section
Samowyp³ywy solanek w otworach wiertniczych:
Artesian flows in the boreholes:
Jatki II z poziomu jury
Grzybowo 1 z poziomu triasu
from Triassic aquifers
from Jurassic aquifers
492
Zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich:
Chlorides concentration in Pleistocene aquifers:
30 - 60 mg/dm3
> 250 mg/dm3
61 - 250 mg/dm3
Zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu:
Chlorides concentration in Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers:
71 - 250 mg/dm3
> 250 mg/dm3
30 - 70 mg/dm3
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
I
W
KO£OBRZEG
ROZLEWNIA WÓD
WATER BOTTLING
m n.p.m.
m a.s.l.
16B
8,1
10
7,7
16A
B1
6,0
5,7
I'
UZDROWISKO
HEALTH-RESORT
II
E
m n.p.m.
m a.s.l.
10
5,0
1,7
0
II'
S
N
ŒWINOUJŒCIE
m n.p.m.
m a.s.l.
m n.p.m.
m a.s.l.
UJÊCIE PARKOWA
PARKOWA GROUNDWATER INTAKE
UJÊCIE WYDRZANY
WYDRZANY GROUNDWATER INTAKE
10
Ps16
S4
Ps4
T28
0
-10
-10
-20
-30
10
IIIs Is
2,2
2,9
0,2
0,5
0
0
-2,8
-10
-10
-20
-20
-20
-30
-30
30,0 m
30,0 m
-30
32,0 m
-40
-40
-40
-40
50,0 m
46,0 m
-50
-60
67,0 m
108,0 m
-70
0
-50
-50
-50
-60
-60
-60
-70
1 km
-80
-80
Objaœnienia do ryc.7 - 11:
Explanation for Fig. 7 - 11:
piaski
sands
studnia
well
gliny
tills
punkt opróbowania
sampling point
mu³ki
silts
i³y
clays
wapienie
limestones
uskoki
faults
5570
stwierdzona zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych
mgCl/dm3 chlorides concentration in groundwater samples
6,0
zwierciad³o wód podziemnych
( nawiercone,
ustalone w m n.p.m.)
water table
( stated,
stabilised in m a.s.l.)
Ryc. 7. Przekrój geologiczny I–I’
Fig. 7. Geological cross-section I–I’
<0,0001 mg/dm3, NO3<0,1 mg/dm3 i równie nisk¹ zawartoœæ siarczanów 8,2 mg/dm3 (Kaczor, 2000 a).
Intensywne zasolenie wód poziomów plejstoceñskich
zaznacza siê na ujêciach Bia³ogardu i jego okolicy, przez
¬
Ryc. 6. Mapa wystêpowania podwy¿szonej zawartoœci chlorków
w wodach podziemnych kenozoiku. Budowa strukturalna permo-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 — Krakówko, 15 — Goleniów, 19 — £obez, 20 — Barwice, 21 — Lotyñ,
22 — Szczecin, 23 — Marianowo, 25 — Drawsko, 26 — Gryfino, 27 — Pyrzyce, 28 — Choszczno, 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 — Drezdenko, 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
-70
-70
0
1 km
83,0 m
-80
-80
90,2 m
Ryc. 8. Przekrój geologiczny II–II’
Fig. 8. Geological cross-section II–II’
któr¹ biegnie strefa uskokowa Karlino–Szczecinek, rozgraniczaj¹ca 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 oznaczono 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 poziomach 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 chlorkowego zmniejsza siê ku górze i wynosi 2005 mg/dm3 w studni nr 2, zafiltrowanej na g³êbokoœci 54,1–63,8 m, sugeruj¹c
III
III'
NW
SE NE
m n.p.m.
m a.s.l.
120
SW
SZCZECIN
m n.p.m.
m a.s.l.
120
80
80
MLECZARNIA
DAIRY
40
55,7 m
0
-40
109 m
-80
MAT. BIUR. „DELFIN”
”DELFIN” COMPANY
40
SZPITAL PKP
PKP HOSPITAL
PORT (WYSPA £ASZTOWNIA)
PORT (£ASZTOWNIA ISLAND)
0
50 m
-40
-80
83,0 m
-120
-120
114 m
-160
-160
170 m
-200
-240
-200
0
10 km
-240
Ryc. 9. Przekrój geologiczny III–III’
Fig. 9. Geological cross-section III–III’
493
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
IV
IV'
SW
NE
Kodrêbia (ryc. 6). Istnienie takiego zwi¹zku
sugeruje, ¿e grzbiety antyklin solnych s¹ obszaNAWROCKO
MYŒLIBÓRZ
RENICE
rami wzmo¿onej ascenzji zasolonych wód do
poziomów plejstoceñskich. Obszary nad grzbie8A
80
80
S3 8 10
63,0
tami wiêkszoœci tych antyklin solnych odzna51,0
40 czaj¹ siê brakiem lub zmniejszon¹ mi¹¿szoœci¹
40
45 m
50 m
40 m
s³abo przepuszczalnych i³ów dolnego oligocenu
52 m
0
0
(rupelu), izoluj¹cych wody poziomów plejsto-40 ceñskich od solanek mezozoiku. W po³udnio-40
wo-wschodniej czêœci opisywanego terenu tak¹
-80
-80
155 m
rolê odgrywaæ mog¹ tak¿e i³y plioceñskie.
171 m
176 m
-120 Wyniesione wskutek ruchów glaciizostatycz-120
180 m
208 m
200 m
nych obszary antyklin solnych by³y wyekspono-160
-160
wane na wzmo¿on¹ erozjê i egzaracjê,
-200 niszcz¹cych osady kenozoiku. Usuniêcie lub
-200
zmniejszenie gruboœci izoluj¹cych warstw ila-240
-240
stych prowadzi³o do powstania okien hydroge-280
-280 ologicznych, w obrêbie których poprzez system
spêkañ zachodzi migracja solanek mezozoiku
3093 m
0
10 km
do poziomów wodonoœnych plejstocenu oraz
pliocenu i miocenu. Ascenzja wód s³onych
Ryc. 10. Przekrój geologiczny IV–IV’
mo¿e byæ szczególnie wzmo¿ona na grzbietach
Fig. 10. Geological cross-section IV–IV
antyklin, gdy¿ powstaj¹ce tu szczeliny w trakcie
ascensyjne pochodzenie zasolenia wód ujmowanego ruchów wypiêtrzaj¹cych mog¹ ulegaæ rozwarciu. Strefy
poziomu.
kumulacji punktów o podwy¿szonej zawartoœci chlorków
kontynuuj¹ siê tak¿e na obszarach s¹siednich synklin, rozStrefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich nad
przestrzeniaj¹c siê zgodnie z kierunkami przep³ywu wód
strukturami solnymi
podziemnych. Przedstawiony schemat systemu kr¹¿enia
wód podziemnych kenozoiku (ryc. 6) naszkicowano w
WyraŸna kumulacja punktów odpowiadaj¹cych ozna- oparciu o Atlas hydrogeologiczny Polski 1 : 500 000
czeniom podwy¿szonej zawartoœci chlorków w wodach (Paczyñski, 1993). Wody podlegaj¹ce cyrkulacji w górpoziomów plejstoceñskich zaznacza siê na 31 spoœród 47 nych partiach górotworu rozcieñczaj¹ ascenduj¹ce ze ska³
rozpatrywanych antyklin solnych: Szczecina, Krakówka, mezozoiku solanki, a powsta³e w ten sposób roztwory
Gryfina, Chabowa, Maszewa, Marianowa, Choszczna, p³yn¹ ku strefom drena¿u, czyli dolinom rzecznym. DlateRecza, Dominikowa, £obza, Œwidwina, Grzêzna, Woœwi- go te¿ strefy stwierdzonego zasolenia wód nie zawsze
na, Pi³y, Cz³opy, Po³czyna, Barwic, Lotynia, P³awna, Drez- pokrywaj¹ siê ze strefami ascenzji.
denka, Pe³czyc, Karska, Myœliborza, Dêbna, Czelina,
Nad grzbietem antykliny solnej Szczecina stwierdzono
Widuchowej, Lipian, Bania, Miêdzyzdrojów, Dargob¹dza i istnienie okien hydrogeologicznych i relatywnie p³ytkie
wystêpowanie wód zasolonych w ska³ach górV
V'
nokredowych, bezpoœrednio kontaktuj¹cych z
SW
NE
m n.p.m.
m n.p.m. osadami plejstocenu (ryc. 6, 9). Na przyk³ad, w
m a.s.l.
m a.s.l.
porcie szczeciñskim na wyspie £asztowni, na
120
120
g³êbokoœci 92 m, w ska³ach kredowych nawier100
100
NADARZYN
ZAMÊCIN
CHOSZCZNO
P£OTNO
cono solankê o mineralizacji 48 g/dm3 (Linstow,
80
80
1913). Obecnoœæ solanek potwierdzi³y wyniki
4
60
60 wykonanego w pobli¿u, w 1956 r., otworu o g³êbo2 1Z
40
40 koœci 114 m, w którym odnotowano wyraŸny
20
20 wzrost zawartoœci chlorków z g³êbokoœci¹
0
0 (Dowgia³³o, 1965a). W osadach czwartorzêdowych, na g³êbokoœci 86,9 m zawartoœæ jonu
-20
-20
73 m
chlorkowego wynosi³a 228 mg/dm3, a ju¿ na
75 m
-40
-40
105 m
g³êbokoœci 100 m w ska³ach kredy równa by³a
112 m
109 m
-60
-60
2692 mg/dm3 (ryc. 9).
115 m
-80
-80
Wyst¹pienia wód zasolonych w utworach
140 m
-100
-100 plejstoceñskich odnotowano te¿ w wielu stud-120
-120 niach w centrum Szczecina. S³one wody o mine3
-140
-140 ralizacji 4,6 g/dm i zawartoœci chlorków 2449
3
-160
-160 mg/dm nawiercono w osadach plejstocenu na
g³êbokoœci 89 m, w pobli¿u nieistniej¹cego ju¿
-180
-180
budynku gie³dy obok starego ratusza (Deecke,
-200
-200
1906). W otworze wykonanym w 1959 r., dla
-220
-220
0
5 km
mleczarni przy ul. Jagielloñskiej, na g³êbokoœci
95,5–99,6 m, w poziomach plejstoceñskich
Ryc. 11. Przekrój geologiczny V–V’
stwierdzono wystêpowanie wód o zawartoœci
Fig. 11. Geological cross-section V–V’
chlorków równej 2535,5 mg/dm3, przy minerali’
m n.p.m.
m a.s.l. CZERNIKÓW
120
MLECZARNIA
DAIRY
494
UJÊCIE KOMUNALNE
MUNICIPAL GROUNDWATER INTAKE
POHZ
m n.p.m.
m a.s.l.
120
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
KIE
£TYC
A
B
E
MORZ LTIC SEA
BA
17°00’E
KOSZALIN
Ko³obrzeg
104
Roœciêcino
Bogucino
103
Œwinoujœcie
„Wydrzany”
101
102
Zalew
Szczeciñski
Szczecin
Lagoon
118
119
Bia³ogard
Trzebiatów
Dêbczyno
Ujêcie
dla Wolina
Water Intake
for Wolin
Gryfice
Resko
120
Œwidwin
Nowogard
NIEMCY
GERMANY
Police
122
Pilchowo
Œwierczewo
SZCZECIN
Goleniów
Czaplinek
126
123
Ko³baskowo
Stargard
Szczeciñski
Kalisz
Pomorski
Gryfino
Nowe Czarnowo
Choszczno
Krzypnica
Wa³cz
125
Drawno
127
PI£A
Pyrzyce
125
Barlinek
136
127
135
138
Chodzie¿
127
Od
Czarnków
ra
Dêbno
r
ve
Ri
er
Od
52°35’N
0
134
GORZÓW
WLKP.
138
Drezdenko
127
139
Siedlice
137
146
147
Wronki
10km
G³ówne Zbiorniki Wód Podziemmnych (wg Kleczkowskiego, 1990)
The Major Groundwater Reservoirs (after Kleczkowski, 1990)
137
Numer GZWP:
Number of MGWR:
101 – wyspa Uznam (Uznam Island)
102 – wyspa Wolin (Wolin Island)
103 – Roœcino
104 – Sianowo
118 – Polanów
119 – Mostowo
120 – Bobolice
122 – Szczecin
123 – Stargard-Goleniów
125 – Wa³cz-Pi³a
126 – Szczecinek
127– Z³otów-Pi³a-Strzelce
134 – Dêbno
135 – Barlinek
136 – Dobiegniewo
137 – Pradolina Warty (Warta River ice-marginal valley)
138 – Pradolina Noteci (Noteæ River ice-marginal valley)
139 – Smogulec-Margonim
146 – Jezioro Bytyñskie-Wronki-Trzciel (Bytyñ Lake-Wronki-Trzciel)
147 – dolina Warty (Warta Valley)
strefy o stwierdzonym zasoleniu wód podziemnych
the zones of confirmed aquifer salinization
strefy potencjalnie zagro¿one ascenzj¹ wód zasolonych
the zones of potential salinization hazard
Ujêcia wód podziemnych o wydajnoœci powy¿ej 100 m3/h:
Groundwater intakes, discharge over 100 m3/h:
zagro¿one ascenzyjnym zasoleniem
high salinization hazard
zagro¿one w niewielkim stopniu
low salinization hazard
niezagro¿one
non salinization hazard
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
495
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
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 odnotowano 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 zawartoœæ 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 studniach oznaczono podwy¿szon¹ zawartoœæ jonu chlorkowego wynosz¹c¹, od 30 do 203 mg/dm3 (ryc. 6). Na przyk³ad
w otworach nr 8, 8A, S3, i 10 ujêcia komunalnego w Myœliborzu, 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 chemicznych (powtórzone czterokrotnie w okresie 20 lat)
wykazuj¹ce zbli¿on¹ zawartoœæ chlorków, wykluczaj¹
mo¿liwoœæ antropogenicznej genezy tak wysokiego zasolenia wód, potwierdzaj¹c trwanie procesu ascenzji. Obecnie otwory te s¹ nieczynne, a eksploatacja wód odbywa siê
z wy¿szych warstw.
Erozyjn¹ nieci¹g³oœæ pokrywy i³ów oligocenu, umo¿liwiaj¹c¹ rozwój ascenzji, stwierdzono na wierzcho³ku antykliny solnej Choszczna, w otworze 1Z w Pañstwowym
Oœrodku Hodowli Zwierz¹t w Nadarzynie. Strop mezozoiku zbudowany z nawierconej tu na g³êbokoœci 115 m kredy pisz¹cej, przykryty jest silnie piaszczyst¹ glin¹ zwa³ow¹
o mi¹¿szoœci 16 m (ryc. 6, 11), stanowi¹c¹ jedyn¹ warstwê
izolacyjn¹ dla osadów mu³kowo-piaszczystych zafiltrowanych na g³êbokoœci od 66 do 72 m, w wykonanej obok studni nr 2. Oznaczona w trakcie budowy tej studni zawartoœæ
jonów chlorkowych wynios³a 75 mg/dm3, co mo¿e wskazywaæ na migracjê wód s³onych z poziomu górnokredowego. Tak¿e w warstwie po³o¿onej ni¿ej, na g³êbokoœci od
78,0 do 105,4 m, w studni numer 4, wykonanej dla mleczarni w Choszcznie, stê¿enie jonu chlorkowego wynios³o
88,0 mg/dm3 przy braku azotynów i azotanów. Ponadto, w
38 otworach w okolicy Choszczna, zafiltrowanych na
g³êbokoœci poni¿ej 20 m, oznaczono podwy¿szon¹ zawartoœæ chlorków od 31 do 160 mg/dm3 (ryc. 6).
Strefy zasolenia wód poziomów paleogenu,
miocenu i pliocenu
Wody poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu (opisywanych dawniej jako trzeciorzêdowe) s¹ rzadko ujmowane na opisywanym terenie, a dane hydrochemiczne s¹
rozproszone i informuj¹ o zasoleniu tylko w odosobnionych punktach (ryc. 6). Jedyna strefa stwierdzonego zasolenia, udokumentowana przez zgrupowanie 30 studni, w
których wykazano zawartoœæ chlorków powy¿ej 70
mg/dm3 (wiêksz¹ od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego) wystêpuje wokó³ struktury solnej Szamotu³. 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
496
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 (Kleczkowski, 1990). Wyznaczono je g³ównie w dolinnych i miêdzymorenowych 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 kryterium 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 ascenzyjnym zasoleniem wód podziemnych kenozoiku (ryc. 12).
Na mapê naniesiono wszystkie 20 GZWP na tle opisanych
wczeœniej stref stwierdzonego zasolenia i stref potencjalnego zagro¿enia zasoleniem wód poziomów kenozoicznych. Za strefy potencjalnego zagro¿enia zasoleniem,
przyjêto grzbiety antyklin solnych i wyniesione bloki tektoniczne, 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 ascenzyjnym 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 podziemnych (ryc. 12). W obszarze nadmorskim, w strefach powolnej wymiany wód zasolenie mo¿e siê tak¿e wi¹zaæ z
wodami m³odoreliktowymi, pozosta³ymi po morzu litorynowym (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. Zbiorniki Sianowo (104), Dobiegniewo (136) i doliny rzeki 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 stwarza ascenzja wód zasolonych dla 31 najwiêkszych w regionie ujêæ wód podziemnych, o wydajnoœci powy¿ej 100
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
m3/h (ryc. 12). Podstaw¹ by³y oznaczenia zawartoœci chlorków z okresu budowy studni, a tylko w niektórych przypadkach wykorzystano dodatkowo wyniki analiz
chemicznych wykonane dla arkuszy Mapy hydrogeologicznej 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 („Bogucino”), Koszalinie, Gryfinie, Nowym Czarnowie i Czarnkowie, 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, Trzebiatowie, Siedlicach, Gryfinie, Wolinie, Czarnkowie,
Goleniowie czy Krzypnicy le¿¹ w strefach drena¿u, co
sprzyja migracji chlorków z obszarów stwierdzonej ascenzji 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 grupy 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/dm3 dla poziomów paleogenu, miocenu i
pliocenu) wynosi 8600 km2, czyli 33% opisywanego terenu. Strefy potencjalnego zagro¿enia zasoleniem, do których
zaliczono obszary odznaczaj¹ce siê brakiem lub ma³¹ mi¹¿szoœci¹ 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 tektonicznymi, strefami uskokowymi i grzbietami antyklin
solnych, czyli obszarami o budowie geologicznej i warunkach hydrogeologicznych sprzyjaj¹cych ascenzji solanek
ze ska³ mezozoiku do wód u¿ytkowych.
Spêkania i uskoki w ska³ach mezozoiku, s³u¿¹ jako drogi ascenzji wód s³onych. Na silnie spêkanych, wyniesionych
blokach tektonicznych i grzbietach antyklin solnych,
wskutek erozyjnego usuniêcia lub redukcji mi¹¿szoœci izoluj¹cych i³ów oligoceñskich i plioceñskich, powsta³y okna
hydrogeologiczne, umo¿liwiaj¹ce przep³yw wód s³onych
do osadów plejstocenu. Tak powsta³e okna hydrogeologiczne s¹ uznawane w pó³nocnych Niemczech za podstawow¹ drogê ascenzji wód s³onych, zachodz¹cej wskutek
zró¿nicowania ciœnieñ istniej¹cych miêdzy wodami piêter
mezozoiku i kenozoiku (Glander, 1982; Grube, 2000; Grube i in., 2000). Rozwój zasolenia zale¿y równie¿ od kierunków przep³ywu w strefie aktywnej wymiany wód
podziemnych, dlatego strefy stwierdzonego zasolenia wód
nie zawsze pokrywaj¹ siê ze strefami ascenzji solanek ulegaj¹cych silnemu rozcieñczeniu. W rezultacie obszary
koncentracji punktów o podwy¿szonej zawartoœci chlorków 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 kontaktu wód strefy aktywnej wymiany z solami cechsztyñskimi. Jedynie s³up solny Goleniowa nosi œlady ³ugowania w
paleogenie (Jaskowiak-Schoeneichowa, 1979). Nale¿y
jednak podkreœliæ, ¿e wspó³czesne rozpuszczanie cechsztyñskich soli buduj¹cych diapiry (bardziej dojrza³e ni¿ te
na opisywanym obszarze), kontaktuj¹ce siê z wodami strefy
aktywnej wymiany trwa w pó³nocnych Niemczech (Glander, 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 otworach 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, Dêbna–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 ascenzj¹ wód zasolonych, przy czym w 7 z nich oznaczona
zawartoœæ jonów chlorkowych przekracza wartoœæ górnej
granicy t³a hydrogeochemicznego (60 mg/dm3), a w dalszych 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 ostatecznej 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., Warszawa.
497
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 2005
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’Academie 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.,
36
SYNAL H. A. & WÖLFLI W., 1990 — Cl in ground water of the
Mazowsze basin (Poland). J. Hydrology, 118: 373–385.
DOWGIA££O J. & NOWICKI Z. 1991 — Nowe dane o wystêpowaniu chloru –36 w wodach podziemnych oligocenu niecki mazowieckiej.
[W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej, V Ogólnopolskie 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 podziemnych 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 Zossen, 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 zanieczyszczenia wód podziemnych na podstawie wybranych wskaŸników hydrochemicznych. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. 10.
Wroc³aw, 2001: 309–313.
GRUBE A. 2000 — Widespread geogenic salt water occurence in North Germany — demonstrated on the basis of a generalized map. Proceth
edings of the 16 Salt Water Intrusion Meeting, Miêdzyzdroje–Wolin:
55–61.
GRUBE A., HERMSDORF A., LANG M., RECHLIN B.,
SCHNEIDER W. & WICHMANN K. 2000 — Prognose des Salzwasseraufstiegs im pleistozänen Grundwasserleiterkomplex eines geplanten Wasserwerkes im Land Brandenburg–Grundwassermodelle und
hydrogeochemische Untersuchungen. Brandenburgische Geowissenschafte 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 geologiczna 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 szczególnej 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 Sympozjum. Gdañsk: 83–92.
498
KOLAGO C. 1964 — Wody mineralne województwa szczeciñskiego i
perspektywy ich wykorzystania. Prz. Zachodniopomorski, 5: 65–85.
KOZERSKI B. & KWATERKIEWICZ A. 1984 — Strefowoœæ zasolenia 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 podziemnych 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 investigations on the origin of salinity in coastal aquifers of Western Pomerath
nia, Poland. Proceedings of the 16 Salt Water Intrusion Meeting.
Miêdzyzdroje–Wolin: 87–94.
KUCHARSKI R. & TWAROGOWSKI J. 1993 — Dynamika rozprzestrzeniania 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:] Wspó³czesne 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 environth
mental isotopes. Proceedings of the 16 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 hydrogeochemicznych w badaniach hydrogeologicznych. Biul. Geol. Wydz. Geol.
UW, 21: 67–81.
MACIOSZCZYK A. 1980 — Regionalna strefowoœæ hydrogeologiczna
niecki mazowieckiej. Mat. Sympozjum: Wspó³czesne problemy hydrogeologii 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 interpretacja. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej. Ogólnopolskie 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 hydrogeologicznej 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. Warszawa.
PACZYÑSKI B. (red.) 2003 — Wstêpna waloryzacja G³ównych Zbiorników 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. Tektonika. Wyd. Geol.
PROCHAZKA K. 1970 — Wp³yw struktur solnych K³odawy i Uœcikowa 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 benachbarten Bundesstaaten, Blatt Schwiersen. Preuâische Geologische Landesalstadt, Berlin.
SOENDEROP F. 1911 — Der Oberflächenbau des Kreises Pyritz in
Pommern. Stettin.