Wody mineralne, lecznicze i termalne - archiwum.mos.gov.pl · rê nie mniejsz¹ ni¿ 20oC i jest...

Cz´Êç pierwsza

Wody mineralne, lecznicze i termalne

1. Zagadnienia prawne i terminologiczne

Ustawa z dnia 4 lutego 1994 r. Prawo geologicznei górnicze (zwana dalej Prawem geologicznym i górni-czym) zosta³a niedawno po raz kolejny znowelizowanaz uwzglêdnieniem dyrektyw Unii Europejskiej (Ustawaz dnia 22 kwietnia 2005 r. o zmianie ustawy Prawo geolo-giczne i górnicze oraz ustawy o odpadach), a nastêpniejeszcze dwukrotnie zmieniana w zwi¹zku z wejœciemw ¿ycie innych ustaw (K. Wojtczak, 2005). Zawartew niniejszym rozdziale informacje s¹ zgodne ze stanemprawnym na dzieñ 1 stycznia 2007 r.

W art. 5 Ustawy Prawo geologiczne i górnicze zaliczado kopalin podstawowych solanki, wody lecznicze i termal-ne. W tym samym artykule stwierdza siê, ¿e Rada Mini-strów w drodze rozporz¹dzenia okreœli „…z³o¿a wód pod-ziemnych zaliczonych do solanek, wód leczniczych i ter-malnych...”. Rozporz¹dzenie takie (zwane dalej Roz-porz¹dzeniem R.M.) zosta³o wydane dnia 14 lutego 2006 r.Zalicza ono do wód leczniczych wody wystêpuj¹ce w 70miejscowoœciach, do solanek wodê w jednej tylko miejsco-woœci (£apczyca k. Bochni), zaœ do wód termalnych ka¿d¹wodê podziemn¹, która na wyp³ywie z ujêcia ma temperatu-rê nie mniejsz¹ ni¿ 20oC i jest wykorzystywana do celówenergetycznych. Gospodarka tymi wodami, zaliczonymi dokopalin podstawowych, podlega przepisom prawa górni-czego. Ich poszukiwanie oraz eksploatacja wymagaj¹ uzy-skania koncesji, których udziela minister œrodowiska.

Jak wynika z omówionych przepisów, wody termalnes¹ kopalinami podstawowymi z mocy prawa, powinnywiêc byæ traktowane jako takie ju¿ w fazie prac poszuki-wawczych, a tak¿e zaraz po ich ujêciu i przeznaczeniu dowykorzystania w celach energetycznych (np. grzew-czych). Do uznania za kopaliny podstawowe kolejnychwód leczniczych i solanek niezbêdna jest nowelizacjaRozporz¹dzenia R.M., rozszerzaj¹ca wykaz takich wód.

Ponad po³owa (38) miejscowoœci, w których wody pod-ziemne uznane zosta³y za lecznicze, to uzdrowiska, objête

przepisami Ustawy z dnia 28 lipca 2005 r. – O lecznictwieuzdrowiskowym, uzdrowiskach i obszarach ochronyuzdrowiskowej oraz o gminach uzdrowiskowych (Dz.U.Nr 167, poz. 1399), zwanej dalej Ustaw¹ uzdrowiskow¹.Podkreœla ona kluczow¹ rolê ministra zdrowia w badaniui kwalifikowaniu do u¿ytku leczniczego w uzdrowiskachnaturalnych surowców leczniczych (a wiêc wód leczni-czych obok tzw. peloidów, tj. g³ównie torfów leczniczychzwanych te¿ borowinami). Art. 35, pkt. 5 Ustawy uzdrowi-skowej stanowi, ¿e „…minister w³aœciwy do spraw zdro-wia w porozumieniu z ministrem w³aœciwym do spraw œro-dowiska okreœli w drodze rozporz¹dzenia zakres badañniezbêdnych do ustalenia w³aœciwoœci leczniczych natu-ralnych surowców leczniczych...” oraz „…kryteria ocenyw³aœciwoœci leczniczych…” tych surowców. Wynika z te-go w sposób oczywisty rola ministra zdrowia jako wnio-skodawcy wprowadzenia kolejnych wód podziemnych nalistê kopalin podstawowych.

Prawo geologiczne i górnicze wprowadza pojêcie„z³o¿a wody leczniczej”, którego przyjêcie nie jest ³atwedla hydrogeologów. Jest oczywiste, ¿e potoczne znacze-nie s³owa „z³o¿e” oznacza coœ, co zosta³o z³o¿one, le¿¹ce,a wiêc jest nieruchome. Podobne znaczenie maj¹ jego ob-cojêzyczne odpowiedniki: angielskie deposit, francuskiegite, gisement, niemieckie Lagerstätte, rosyjskie zale¿.W przypadku wód podziemnych takie znaczenie mo¿edotyczyæ tylko wody stagnuj¹cej, praktycznie nieodna-wialnej, znajduj¹cej siê w strukturze hydrogeologicznej,zakrytej przez serie nieprzepuszczalne. Wody podziemnestrefy aktywnej, a tak¿e utrudnionej wymiany, w wiêk-szym lub mniejszym stopniu odnawialne, nie mieszcz¹siê wiêc w okreœleniu „z³o¿e”. Zagadnienie to przedsta-wi³ obszernie J. Dowgia³³o (2002b).

Je¿eli pomimo tych argumentów ustawodawca wpro-wadzi³ okreœlenie „z³o¿e” w stosunku do wód podziem-nych uznanych za kopalinê, w tym tak¿e dla tych, które

12

Zagadnienia prawne i terminologiczne

znajduj¹ siê w strefie aktywnej czy utrudnionej wymiany,by³o to spowodowane faktem, ¿e zosta³y one podpo-rz¹dkowane przepisom prawa górniczego. Przedmiotemdzia³ania górnictwa jest eksploatacja i ochrona z³ó¿ kopa-lin i tego faktu nie mo¿e zmieniæ przedstawiona tu nie-œcis³oœæ tego okreœlenia w stosunku do niektórych wódpodziemnych za kopalinê uznanych. Wydaje siê jednak,¿e stosowanie okreœlenia „z³o¿e” ma uzasadnienie jedy-nie w przypadkach, gdy jest to zgodne z rzeczywistoœci¹przyrodnicz¹. W pozosta³ych przypadkach bardziej uza-sadnione jest okreœlenie „system hydrogeologiczny”, któ-rego przestrzeñ obejmuje strefy: zasilania, przep³ywupodziemnego i drena¿u.

Omówienia wymaga tak¿e u¿yty w Prawie geologicz-nym i górniczym termin „solanka”. W literaturze balne-ologicznej okreœlenie to dotyczy wód zmineralizowanycho zawartoœci jonu chlorkowego co najmniej 8,5 g/kg i jonusodowego co najmniej 5,5 g/kg, czyli po 240 mval/kg jo-nów Cl– i Na+, co odpowiada mineralizacji wody co naj-mniej 1,4% (przy za³o¿eniu, ¿e nie s¹ w niej rozpuszczoneinne sole). W szeregu klasyfikacji wód podziemnych ter-min ten stosowany jest dla wód zmineralizowanych (chlor-kowo-sodowych) o znacznie wy¿szej minimalnej zawarto-œci sk³adników sta³ych wynosz¹cej 37 g/dm3 (3,7%), a na-wet 50 g/dm3 (5%) – J. Dowgia³³o (1969a).

Aktualne Rozporz¹dzenie R.M. okreœla jako solankêwodê podziemn¹ chlorkow¹, o zawartoœci rozpuszczo-nych sk³adników sta³ych wynosz¹cej co najmniej 35g/dm3, wykorzystywan¹ w celach przemys³owych. Jest towiêc woda zawieraj¹ca sk³adniki maj¹ce zastosowaniew przemyœle (np. spo¿ywczym czy farmaceutycznym),których uzyskanie i przeróbka s¹ ekonomicznie op³acal-ne. Stosownym okreœleniem dla niej by³by termin „solan-ka przemys³owa” (J. Dowgia³³o i in., 1998).

Ustawa geologiczno-górnicza mówi o wodach termal-nych jako o kopalinach, a Rozporz¹dzenie R.M. precyzu-je, ¿e do wód termalnych zalicza siê ka¿d¹ wodê, którejtemperatura na wyp³ywie z ujêcia wynosi co najmniej20oC i która jest wykorzystywana w celu pozyskaniaenergii cieplnej lub elektrycznej. Równoczeœnie jednaktakie samo kryterium temperatury minimalnej musispe³niaæ tak¿e woda lecznicza, o ile zostaje uznana za ko-palinê ze wzglêdu na jej cechê lecznicz¹ (swoist¹), jak¹

jest temperatura. Taki warunek dla leczniczych wód ter-malnych zosta³ wprowadzony oficjalnie w 1911 r. naMiêdzynarodowym Kongresie Balneologicznym w BadNauheim i przetrwa³ po dzieñ dzisiejszy.

W przypadku temperatury znacznie przekraczaj¹cej20°C woda termalna mo¿e byæ wykorzystywana do pro-dukcji energii cieplnej lub do innych celów przemys³o-wych. Dlatego w celu unikniêcia nieporozumieñ wydaje siêuzasadnione stosowanie w przypadku takiego jej wykorzy-stania pojêcia: woda termalna przemys³owa (J. Dowgia³³oi in., 1998) w odró¿nieniu od termalnej wody leczniczej.

Jak precyzuje Rozporz¹dzenie R.M., do wód leczni-czych (kopalin) mog¹ byæ zaliczone wody mineralneo zawartoœci rozpuszczonych sk³adników sta³ych co naj-mniej 1000 mg/dm3. Pojawia siê tu kolizja terminologicz-na z Rozporz¹dzeniem Ministra Zdrowia z dnia 29 kwiet-nia 2004 r. w sprawie naturalnych wód mineralnych, wódŸródlanych i wód sto³owych, zwanym dalej Rozpo-rz¹dzeniem M.Z. Wed³ug tego rozporz¹dzenia „…natu-ralna woda mineralna – jest to woda podziemna ... pier-wotnie czysta pod wzglêdem chemicznym i mikrobiolo-gicznym, charakteryzuj¹ca siê stabilnym sk³adem mine-ralnym oraz w³aœciwoœciami maj¹cymi znaczenie fizjolo-giczne, powoduj¹cymi korzystne oddzia³ywanie na zdro-wie ludzi ...”. Wprawdzie w dalszej czêœci rozporz¹dze-nia wymienione s¹ kryteria pozwalaj¹ce zakwalifikowaæwodê jako naturaln¹ wodê mineraln¹, to jednak zawar-toœæ „...co najmniej 1000 mg rozpuszczonych sk³adnikówmineralnych ...” nie jest warunkiem jedynym ani ko-niecznym do uznania jej za wodê mineraln¹. Podobnietraktuje tê sprawê Polska Norma PN-Z-11001-3 (1999).Trzeba mieæ nadziejê, ¿e w kolejnej nowelizacji Roz-porz¹dzenia M.Z. istniej¹ca obecnie sprzecznoœæ z okreœ-leniem wody mineralnej leczniczej zostanie usuniêta.

Rozporz¹dzenie R.M. obok wód mineralnych w poda-nym wy¿ej znaczeniu wymienia jako mo¿liwe do uznaniaza lecznicze tzw. wody swoiste o zawartoœci rozpuszczo-nych sk³adników sta³ych ni¿szej ni¿ 1000 mg/dm3, ale za-wieraj¹cych w 1 dm3 jeden lub wiêcej sk³adników farma-kodynamicznie czynnych w iloœciach nie mniejszych ni¿:10 mg jonu ¿elazawego (wody ¿elaziste), 1,5 mg jonu flu-orkowego (wody fluorkowe), 1 mg jonu jodkowego (wo-dy jodkowe), 1 mg siarki dwuwartoœciowej (wody siarcz-

13

Zagadnienia prawne i terminologiczne

kowe), 70 mg kwasu metakrzemowego (wody krze-mowe), 74 Bq radonu (wody radonowe), 250–1000 mgdwutlenku wêgla niezwi¹zanego (wody kwasowêglowe),powy¿ej 1000 mg dwutlenku wêgla niezwi¹zanego(szczawy). Do wód swoistych zaliczono tak¿e omówionewy¿ej wody termalne.

Ka¿da woda mineralna mo¿e zawieraæ jeden lub wiê-cej sk³adników swoistych i/lub mieæ temperaturê prze-kraczaj¹c¹ 20°C na wyp³ywie z ujêcia. Jest to wówczaswoda mineralna-swoista.

2. Strumieñ cieplny a temperatura i mineralizacja

wód podziemnych

2.1. Wstêp

Wody geotermalne to okreœlenie ma³o precyzyjnei umowne. Od dawna przyjêto, ¿e graniczn¹ temperatur¹,powy¿ej której wody nazywane s¹ wodami termalnymi,jest 20°C (J. Dowgia³³o i in., 1969). Naturalny wzrosttemperatur oœrodka skalnego, obserwowany wraz zewzrostem g³êbokoœci, powoduje, ¿e wg³êbne i g³êbinowewody podziemne maj¹ temperaturê zdecydowanie wiêk-sz¹ od œrednich rocznych temperatur powietrza danegoobszaru. Czynnikiem wp³ywaj¹cym na to jest energiacieplna zmagazynowana (ciep³o remanentne) czy te¿energia dominuj¹ca, powsta³a w wyniku rozpadu izoto-pów promieniotwórczych 235U, 238U, 232Th oraz izotopu40K (ciep³o radiogeniczne). W przesz³oœci pod pojêciemwody termalne uwa¿ano wody o podwy¿szonej tempera-turze i niskiej mineralizacji, czêsto z towarzysz¹cym imsamowyp³ywem. Obecnie pojêcie wód termalnych mazakres szerszy; obejmuje praktycznie wszystkie wodypodziemne spe³niaj¹ce kryteria techniczno-ekonomicz-ne, pozwalaj¹ce na ich wykorzystanie do celów energe-tycznych b¹dŸ rekreacyjno-leczniczych. Podzia³ wód ter-malnych, uwzglêdniaj¹cy zakres temperatur, przestawio-ny jest w rozdziale 2 tomu I. Obszerne omówienie wód

termalnych w utworach kredy dolnej oraz jury dolnejmo¿na znaleŸæ w pracy W. Góreckiego red. (1995).

Obecnie wzrasta zainteresowanie wykorzystaniem ni-skotemperaturowych zasobów energii geotermalnej, tj.o temperaturze wy¿szej od œredniej rocznej dla danegoobszaru, w pompach ciep³a. Ze wzglêdu na ochronê wódpoziomów u¿ytkowych, a tak¿e czêsto niekorzystny ichsk³ad chemiczny, uniemo¿liwiaj¹cy bezpoœrednie wyko-rzystanie w instalacjach pomp ciep³a, s¹ to z regu³y uk³a-dy zamkniête z wtórnym obiegiem medium grzewczego.Nale¿y przypuszczaæ, ¿e bêdzie siê zwiêkszaæ zaintereso-wanie tym rodzajem energii geotermalnej z tendencj¹ dopowiêkszania siê g³êbokoœci odbiornika energii i zwi¹za-nym z tym naturalnym wzrostem temperatury wód pod-ziemnych.

Wody geotermalne stanowi¹ potencjalne Ÿród³o pozy-skiwania energii, które zale¿y od dwóch czynników:

– geofizycznego – ziemskiego strumienia cieplnegooraz zwi¹zanych z nim temperatur oœrodka skalnego;

– hydrogeologicznego – przewodnoœci hydraulicznejpoziomów wodonoœnych oraz mineralizacji wód pod-ziemnych.

14

Strumieñ cieplny a temperatura i mineralizacja wód podziemnych

Pierwszy czynnik, dotycz¹cy temperatury wód pod-ziemnych, ma charakter „przewidywalny” i mo¿liwy jestdo obliczania z wystarczaj¹c¹ dok³adnoœci¹, natomiastokreœlenie parametrów hydrogeologicznych jest obarczo-ne znacznie wiêkszym b³êdem, wynikaj¹cym zarównoz du¿ej zmiennoœci przestrzennej warstw wodonoœnychwiêkszoœci formacji stratygraficznych, jak i zmiennoœcicech hydrochemicznych i hydrodynamicznych wód pod-

ziemnych. Ró¿ny jest tak¿e stopieñ rozpoznania omawia-nych parametrów w poszczególnych obszarach Polskioraz w poszczególnych formacjach. Podsumowanie do-tychczasowej wiedzy w zakresie rozpoznania tych para-metrów dla obszaru Ni¿u Polskiego zawarte jest w pracyW. Góreckiego red. (1995), L. Bojarskiego red. (1996)i J. Chowañca (2003).

2.2. Strumieñ cieplny Ziemi i temperatury wód podziemnych

Temperatura wód podziemnych, wype³niaj¹cych prze-strzeñ porow¹ warstw wodonoœnych, jest zale¿na odg³êbokoœci wystêpowania tych warstw i parametrów re-¿imu termicznego na badanym obszarze. Szybkoœæ przyro-stu temperatury z g³êbokoœci¹ zale¿y przede wszystkim odwielkoœci strumienia cieplnego p³yn¹cego z wnêtrza Ziemiku powierzchni oraz od zró¿nicowania w³aœciwoœci ter-micznych ska³ w profilu geologicznym, a zw³aszcza odprzewodnictwa cieplnego. Jak uwa¿a D. Mottaghy i in.(2005), lokalnie na obszarach intensywnej wymiany wód,o znacz¹cym udziale sk³adowej pionowej ruchu wód pod-ziemnych, czynnik ten mo¿e odgrywaæ du¿¹ rolê w piono-wej zmiennoœci temperatur podpowierzchniowych.

Badania przeprowadzone w ostatnich kilku latach wy-kaza³y (J. Szewczyk, 2002; I. T. Kukkonen, A. Joeleht,2003), ¿e wielkoœæ ziemskiego strumienia cieplnego, ob-serwowana w zakresie g³êbokoœci 1500–2000 m, zale¿ynie tylko od czynników geologicznych, maj¹cych swojeŸród³a w cieple remanentnym Ziemi, zwi¹zanym z histo-ri¹ jej powstania, oraz ciep³em radiogenicznym, ale rów-nie¿ od paleoklimatu póŸnego plejstocenu. Wielkoœæ tegostrumienia jest zale¿na zarówno od temperatury górnychwarstw skorupy i p³aszcza Ziemi, na g³êbokoœci wiêkszejni¿ 20–30 km, jak i temperatur – jakie wystêpowa³y napowierzchni w okresie ostatnich 100 000 lat – kszta³towa-nych przez zmiany klimatyczne. Niewielka szybkoœæprzemieszczania siê energii geotermalnej w ska³ach po-woduje, ¿e g³êbokoœciowy zasiêg tych zmian – przeja-

wiaj¹cy siê w zmianach temperatur podpowierzchnio-wych – zale¿y w du¿ym stopniu od amplitudy tych zmianoraz szybkoœci, z jak¹ one przebiegaj¹ (J. Szewczyk,2002, 2005). Zdarzeniem klimatycznym, które w sposóbbardzo znacz¹cy wp³ynê³o na wspó³czesny re¿im ter-miczny ska³, by³o gwa³towne ocieplenie na pocz¹tku ho-locenu. Przyjmuje siê, ¿e dla obszaru Polski ten wzrosttemperatur siêga³ oko³o 15–18°C (J. Szewczyk, 2002; J.Šafanda i in., 2004). Echo tego zdarzenia dotar³o, w zale-¿noœci od w³asnoœci termicznych ska³, do g³êbokoœci ok.1500–2000 m. Temperatury ska³, wystêpuj¹cych poni¿ejtej strefy, odpowiadaj¹ ci¹gle re¿imowi termicznemuw okresie klimatu zimnego, co przejawia siê m.in. wewzroœcie strumienia cieplnego wraz z g³êbokoœci¹. Lo-kalnie w pó³nocno-wschodniej Polsce w nadk³adzie osa-dowym suwalskiego masywu anortozytowego stwierdzo-no unikatowe w skali Europy efekty zwi¹zane z pozo-sta³oœci¹ paleozmarzliny, przejawiaj¹ce siê m.in. spad-kiem temperatury wraz z g³êbokoœci¹ (J. A. Majorowicz,1976), a tak¿e obecnoœci¹ wód o sk³adzie chemicznymœwiadcz¹cym o istnieniu w przesz³oœci przemian krioge-nicznych do g³êbokoœci 550 m (T. Michalski, 1985; J.Szewczyk, 2002; J. Szewczyk, D. Gientka, 2005). Efek-tem glacjalnych zmian klimatycznych jest zaburzeniewarunków geotermicznych obserwowane w tym zakresieg³êbokoœci. Utrudnia to prognozowanie na ich podstawietemperatur poni¿ej g³êbokoœci otworów wiertniczych.

15

Strumieñ cieplny Ziemi i temperatury wód podziemnych

2.2.1. Strumieñ cieplny na obszarze Polski

Na figurze 2.1 przedstawiono mapê strumienia cieplne-go dla Ni¿u Polskiego opracowan¹ w Pañstwowym Insty-tucie Geologicznym, na której uwzglêdniono wp³yw czyn-nika paleoklimatycznego (J. Szewczyk, 2002; J. Szewczyki in., 2004). Dla pozosta³ych obszarów Polski na mapie tejprzedstawiono dane dotycz¹ce strumienia cieplnego opra-cowane wczeœniej przez innych autorów (S. Plewa, 1994b;

M. Karwasiecka, B. Bruszewska, 1997). Obecnie trwaj¹prace nad przygotowaniem mapy powiêkszonej o po³u-dniow¹ czêœæ Ba³tyku.

Na obszarze Polski granicz¹ ze sob¹ trzy g³ówne jed-nostki tektoniczne, z których zbudowany jest kontynenteuropejski. Jest to, najstarsza spoœród nich, platformaprekambryjska Wschodniej Europy nazywana równie¿

16


Fig. 2.1. Mapa strumienia cieplnego na obszarze Polski (dane dla Ni¿u Polskiego, oddzielonego czarn¹ lini¹,wg J. Szewczyka i in., 2004; dla pozosta³ej czêœci Polski wg M. Karwasieckiej i B. Bruszewskiej, 1997)

Bia³e kó³ka – otwory wiertnicze, dla których na nowo obliczono strumieñ cieplny

kratonem wschodnioeuropejskim, platforma paleozoicz-na centralnej i Zachodniej Europy oraz obszar najm³od-szej górotwórczoœci alpejskiej obejmuj¹cy Karpaty. Naj-mniejsze wartoœci strumienia cieplnego (ok. 40 mW/m2)obserwowane s¹ w Polsce pó³nocno-wschodniej w rejo-nie suwalskiego masywu anortozytowego, a najwiêkszew Polsce zachodniej na obszarze monokliny przedsudec-kiej a¿ do NW krañca zasiêgu waryscydów, gdzie siêgaj¹

90–100 mW/m2. Podwy¿szone wartoœci strumienia wy-stêpuj¹ ponadto w rejonie œl¹skich eksternidów waryscyj-skich, które maj¹ wyraŸn¹ kontynuacjê na obszarzeCzech. Wzrost wartoœci strumienia cieplnego notowanyjest równie¿ w œrodkowej czêœci wa³u kujawsko-pomor-skiego miêdzy Toruniem a P³ockiem, a tak¿e w centralnejczêœci zrêbu £ukowa. Wymienione obszary maj¹ najwiê-ksze perspektywy pozyskiwania energii geotermalnej.

2.2.2. Temperatury wód podziemnych

Najwa¿niejszym Ÿród³em informacji na temat wg³êb-nego re¿imu cieplnego na obszarze Ni¿u Polskiego s¹ po-miary temperatury wykonywane w g³êbokich otworachwiertniczych. Nale¿¹ do nich:

– pomiary w warunkach quasi-stacjonarnych, realizo-wane w trakcie tzw. pomiarów na stopieñ geotermiczny;

– pomiary temperatury w warunkach nieustalonych;– pomiary temperatur maksymalnych (na dnie otworu

ang. Bottom Hole Temperature – BHT).Najistotniejsze znaczenie dla rozpoznania temperatur

rzeczywistych wód podziemnych maj¹ pomiary wykony-wane w stanie mo¿liwie najbardziej zbli¿onym do stanurównowagi geotermicznej. Na figurze 2.2 przedstawionowyniki pomiarów temperatury wykonanych w 256 g³êbo-kich otworach badawczych na Ni¿u Polskim. Wa¿nymwskaŸnikiem ich stopnia stabilnoœci jest przybli¿ona zgod-noœæ pomiarów temperatury, rejestrowanych w strefieprzypowierzchniowej, z pomiarami wykonanymi przezstacje meteorologiczne dla gruntów. Dla Ni¿u Polskiegoœrednia temperatura przy powierzchni Ziemi (GST – Gro-und Surface Temperature) wynosi 8,0±2,0°C (J. Szew-czyk, 2005).

Innym, istotnym Ÿród³em informacji s¹ pomiary wy-konywane termometrami maksymalnymi w profilachotworów wiertniczych.

Na figurze 2.3 zestawiono temperatury maksymalnew funkcji g³êbokoœci dla obszaru Polski. Dane te wskazuj¹na znaczne zró¿nicowanie temperatur, kszta³towane przez

17


Fig. 2.2. Profilowania termiczne z obszaru Polski wykonanew g³êbokich otworach wiertniczych w warunkach uznanychza ustabilizowane

8±2oC – œrednia temperatura powierzchni na podstawie obserwa-

cji hydrometeorologicznych (J. Szewczyk, 2005)

wielkoœæ strumienia cieplnego. W zestawieniu tym przed-stawiono równoczeœnie temperatury wód podziemnych re-jestrowane w istniej¹cych w Polsce instalacjach geoter-malnych. Œredni przyrost temperatury w funkcji g³êbokoœ-ci (gradient temperatury) wynosi oko³o 25°C/km i zmieniasiê od oko³o 16°C/km na obszarze Polski pó³nocno--wschodniej do ponad 30°C/km na obszarze Polski za-chodniej w rejonie monokliny przedsudeckiej. Odpowiadato generalnie obszarom odpowiednio najmniejszych oraznajwiêkszych wartoœci strumienia cieplnego.

Sam fakt wykonywania otworu wiertniczego powa¿niezak³óca naturalne warunki geotermiczne, zarównow otworze wiertniczym, jak i w jego otoczeniu. Zaburze-nie to ma charakter d³ugotrwa³y, ze wzglêdu na konwekcjêpionow¹ p³ynów w otworze, wymuszan¹ ró¿nic¹ tempera-tur, i jest praktycznie nieodwracalne. Wa¿nym wskaŸ-nikiem stabilnoœci warunków termicznych jest przybli¿o-na zgodnoœæ temperatur, rejestrowanych w strefie przypo-wierzchniowej analizowanego otworu i poza nim (J. Szew-czyk, 2005). Ró¿nica mo¿e byæ traktowana jako miarastopnia stabilnoœci warunków termicznych w badanym

otworze wiertniczym. Te ró¿nice s¹ relatywnie najwiêkszew górnej czêœci badanych profili, a najmniejsze w czêœcinajg³êbszej, pozostaj¹cej najkrócej w warunkach zabu-rzaj¹cych stan równowagi.

Zdecydowana wiêkszoœæ pomiarów temperatury wy-konanych w Polsce (i nie tylko) wykazuje wyraŸne od-stêpstwa od stanu równowagi termicznej. Mimo ¿e samozjawisko jest znane od kilkudziesiêciu lat, to jednak zewzglêdu na bardzo z³o¿ony charakter oddzia³ywania pro-cesu wiercenia na wielkoœæ zaburzeñ termicznych nieuda³o siê znaleŸæ uniwersalnych metod okreœlania skalitych zaburzeñ.

Zaburzenia stanu równowagi termicznej, które maj¹charakter powszechny, s¹ Ÿród³em powa¿nych k³opotówz uzyskaniem informacji o rzeczywistych temperaturachwód g³êbinowych.

Na figurze 2.4 przedstawiono g³êbokoœci izotermy50°C (A) oraz 80°C (B), okreœlone na podstawie zweryfi-kowanych wartoœci profilowañ temperatury. Obszar naj-p³ytszego wystêpowania obydwu izoterm dotyczy oroge-nu waryscyjskiego, charakteryzuj¹cego siê podwy¿-

18


Fig. 2.3. Temperaturymaksymalne górotworuz obszaru Polski, reje-strowane w g³êbokichotworach wiertniczych

Czarne kó³ko – tempera-

tura warstwy wodonoœnej,

w której ujmowana jest

woda termalna

19


Fig. 2.4. Izotermy 50°C (A) oraz 80°C (B) dla obszaru Polski bez Karpat i Sudetów oraz obszarów pozbawionychdanych termicznych z g³êbokich otworów wiertniczych

szonymi wartoœciami strumienia cieplnego Ziemi. Wódtermalnych o temperaturze 100°C i wiêkszej nale¿y siêspodziewaæ na g³êbokoœciach przekraczaj¹cych 2500 m

g³ównie na monoklinie przedsudeckiej, przede wszyst-kim w utworach czerwonego sp¹gowca. W strefach tychwartoœci strumienia cieplnego s¹ najwiêksze.

2.3. Warstwy wodonoœne w utworach mezozoicznych

i paleozoicznych na Ni¿u Polskim

W wyniku prac, zwi¹zanych g³ównie z poszukiwania-mi z³ó¿ bituminów, prowadzonych na przestrzeni ostat-nich kilkudziesiêciu lat, wykonano na obszarze Polskiponad 7000 otworów wiertniczych o g³êbokoœci przekra-czaj¹cej 1000 m. Dane z tych otworów stanowi¹ podsta-wowe Ÿród³o informacji na temat warunków hydrogeolo-gicznych g³êbokich poziomów wodonoœnych. W przeci-wieñstwie do sukcesywnie powiêkszaj¹cych siê zasobówdanych hydrogeologicznych (bank HYDRO), doty-cz¹cych wód podziemnych u¿ytkowych poziomów wo-donoœnych, zagadnienia zwi¹zane z g³êbokimi pozioma-mi wodonoœnymi opracowane s¹ w bardzo ma³ym zakre-sie i liczba informacji pochodz¹cych z nowych otworówwiertniczych stale siê zmniejsza. Fragmentarycznoœæ wy-konanych dotychczas badañ g³êbokich poziomów wodo-noœnych, a tak¿e w¹tpliwoœci, co do wiarygodnoœci uzy-skiwanych wyników, wskazuj¹ na potrzebê pozyskaniadodatkowych informacji.

Równie wa¿ne dla oceny mo¿liwoœci pozyskiwaniaenergii geotermalnej s¹ parametry hydrogeologicznewarstw wodonoœnych, wystêpuj¹cych na obszarze jedno-stek geologicznych badanych obszarów. Podstawoweznacznie ma tu porowatoœæ efektywna warstw oraz prze-wodnoœæ hydrauliczna. Z badañ petrofizycznych rdzeniwiertniczych, a tak¿e interpretacji danych geofizycznychz Ni¿u Polskiego wynika, ¿e kompakcyjny zanik porowa-toœci ca³kowitej utworów zachodzi do g³êbokoœci oko³o3000 m (fig. 2.5). Poni¿ej tej g³êbokoœci czynnikiem de-cyduj¹cym o mo¿liwoœci przep³ywu wód jest g³ównieszczelinowatoœæ. Uwagê zwraca bardzo du¿e zró¿nico-wanie porowatoœci w tym interwale g³êbokoœciowym, cosugeruje równoczeœnie bardzo du¿¹ zmiennoœæ przewod-

noœci hydraulicznej utworów wystêpuj¹cych na tychg³êbokoœciach.

Wa¿nym czynnikiem wp³ywaj¹cym na koszty pozy-skiwania energii geotermalnej jest sk³ad chemiczny wód,a szczególnie ich ogólna mineralizacja. Na figurze 2.6przedstawiono zale¿noœæ mineralizacji wód podziem-nych (okreœlonej na podstawie suchej pozosta³oœci) odg³êbokoœci ich wystêpowania. Dane zaczerpniête zosta³yz banku HYDRO oraz bazy danych hydrogeologicznychBOHYDRO, obejmuj¹cych wyniki badañ wód w g³êbo-kich otworach badawczych na Ni¿u Polskim.

Generalnemu trendowi zaniku porowatoœci efektyw-nej oraz przewodnoœci hydraulicznej utworów osado-wych towarzyszy wzrost mineralizacji wód. Œredni gra-dient hydrogeochemiczny dla Ni¿u Polskiego wynosioko³o 0,13 g/dm3 m. WyraŸnie odmienny przebieg zmianmineralizacji wód w funkcji g³êbokoœci obserwowanyjest w wodach kredy dolnej. Wystêpuje tu czêsto inwersjag³êbokoœciowa mineralizacji, szczególnie w strefachbrze¿nych basenów sedymentacyjnych Ni¿u Polskiego.Zjawisko to jest najlepiej rozpoznane na obszarze niecki³ódzkiej (M. Ziu³kiewicz, 2003), gdzie jest zwi¹zane z in-tensywn¹ infiltracj¹ wód m³odszych, meteorycznych,w strefach zasilania tych warstw (J. Szewczyk i in.,2005). W dolnym (powiêkszonym) fragmencie figury2.6 przedstawiono g³êbokoœciow¹ zmiennoœæ mineraliza-cji (okreœlon¹ na podstawie suchej pozosta³oœci) wód kre-dy dolnej na tle zmian mineralizacji wód innych formacjistratygraficznych na Ni¿u Polskim. Uwagê zwraca wyra-Ÿna obwiednia ograniczaj¹ca naturalny zasiêg wód o ni-skiej mineralizacji wystêpuj¹cych do g³êbokoœci oko³o300 m. Jest to prawdopodobnie efekt oddzia³ywania

20


sk³adników mineralnych ska³ na infiltruj¹ce wody opado-we (Z. Nowicki, 2006, inf. ustna).

Ogó³em na obszarze Ni¿u Polskiego opróbowano po-nad 2000 g³êbokich otworów wiertniczych, w tym 266otworów badawczych Pañstwowego Instytutu Geologi-cznego (L. Bojarski red., 1996). Profile g³êbokich otwo-rów wiertniczych obejmuj¹ zazwyczaj wiele formacjistratygraficznych z wystêpuj¹cymi w nich licznymi, nie-zale¿nymi poziomami wodonoœnymi. Liczba izolowa-nych (w skali pojedynczego otworu) poziomów wodo-noœnych w g³êbokich otworach wiertniczych siêga za-zwyczaj kilkudziesiêciu (fig. 2.7). Tylko nieliczne spo-œród nich mog³y byæ objête bezpoœrednimi badaniami hy-drogeologicznymi.

Podstawowym celem wykonania omawianych otwo-rów by³a zazwyczaj perspektywa odkrycia z³ó¿ bitumi-nów. Z tego wzglêdu wybór opróbowywanych pozio-

mów wodonoœnych ogranicza³ siê z regu³y do warstw wo-donoœnych o w³aœciwoœciach zbiornikowych, w którychistnia³y warunki sprzyjaj¹ce wystêpowaniu tych surow-ców. W zwi¹zku z tym szczególnie nieliczne by³y opró-bowania utworów mezozoicznych.

Wspomniana fragmentarycznoœæ opróbowañ, doty-cz¹ca praktycznie wszystkich formacji wodonoœnych,pozwala z oczywistych wzglêdów na uzyskanie jedynieinformacji wskaŸnikowych. Taka w³aœnie zgeneralizo-wana ocena jest przedmiotem prac W. Góreckiego red.(1995), L. Bojarskiego red. (1996), L. Bojarskiego, A. Sa-durskiego (2000) i A. P. Barbackiego (2004a).

Oprócz wspomnianej ju¿ nik³ej reprezentatywnoœciwyników badañ, trudno jest obiektywnie oceniæ rzeczy-wist¹ wydajnoœæ badanych poziomów wodonoœnych. In-formacje dostarczane w trakcie ich opróbowania (fig. 2.8)w du¿ym stopniu zale¿¹ od stosowanej metody wy-

21

Warstwy wodonoœne w utworach mezozoicznych i paleozoicznych na Ni¿u Polskim

Fig. 2.5. Zale¿noœæ porowatoœciefektywnej ska³ osadowych odg³êbokoœci na podstawie danychlaboratoryjnych dla Ni¿u Pol-skiego

Czerwona linia – wartoœæ œrednia

porowatoœci okreœlona metod¹

najmniejszych kwadratów

22


Fig. 2.6. Zale¿noœæ mineralizacji wód podziemnych od g³êbokoœci poziomu wodonoœnego okreœlonej na podstawie wynikówbadañ hydrogeologicznych w otworach wiertniczych oraz studniach na Ni¿u Polskim (wg banku HYDRO oraz bazy BOHYDRO)

Czerwone kó³ka – wody w utworach kredy dolnej; powiêkszony fragment figury przedstawia dane wód poziomów u¿ytkowych oraz

g³êbszych wód wys³odzonych z g³êbokoœci 0–1000 m; linia A – inwersja g³êbokoœciowa wód z kredy dolnej; linia B – obwiednia mi-

neralizacji tych wód do g³êbokoœci oko³o 300 m

wo³ywania przyp³ywów, które z kolei w niewielkim stop-niu zale¿¹ od g³êbokoœci warstw wodonoœnych (przy wy-raŸnym spadku porowatoœci efektywnej z g³êbokoœci¹ –figura 2.4). W tej sytuacji jest w¹tpliwe czy mog¹ byæ onetraktowane jako iloœciowa miara wydajnoœci badanychwarstw wodonoœnych.

Bardzo nieliczne otwory badano metod¹ próbnychpompowañ, uwa¿an¹ za najbardziej obiektywny sposóbuzyskiwania informacji o rzeczywistej wydajnoœci pozio-mów wodonoœnych. Ma to fundamentalne znaczenie dlaoceny potencjalnej wydajnoœci eksploatacyjnej wód ter-malnych. Potrzeba, a nawet koniecznoœæ, dok³adniejsze-go rozpoznania tego zagadnienia wi¹¿e siê z wykorzysta-niem w szerszym zakresie danych geofizycznych. Inter-pretacja wyników badañ geofizycznych umo¿liwi³a opra-cowanie profili porowatoœciowo-litologicznych dla po-nad 250 g³êbokich otworów badawczych na Ni¿u Pol-skim. Wnioski z tych analiz pozwoli³y m.in. na stwier-dzenie mo¿liwoœci istotnego uszczegó³owienia informa-cji w zakresie pionowej zmiennoœci mineralizacji wód.Ponadto wykazano, ¿e:

– wyniki wiêkszoœci badañ hydrogeologicznych w g³ê-bokich otworach wiertniczych maj¹ charakter wskaŸ-nikowy, a nie prognostyczny;

– wybór odcinków profilu do badañ hydrogeologicz-nych podporz¹dkowany by³ przede wszystkim prospekcjiz³ó¿ bituminów, a nie ocenie hydrogeologicznej profilu,i z tego powodu istniej¹ce dane mog¹ mieæ ograniczon¹przydatnoœæ dla ocen hydrogeologicznych wiêkszoœciformacji;

– wyniki badañ s¹ w du¿ym stopniu uzale¿nione odwarunków technicznych ich realizacji, zwi¹zanychz konstrukcj¹ otworów, technik¹ opróbowania, jakoœci¹zacementowania rur ok³adzinowych itd.;

– utworzenie cyfrowych zbiorów danych geofizycz-nych oraz hydrogeologicznych, a tak¿e rozwój metodinterpretacyjnych, stwarzaj¹ potencjalne warunki za-równo do weryfikacji wczeœniejszych wyników badañ,jak i pozyskania nowych informacji o warunkach hy-drogeologicznych dla innych poziomów dotychczasnieopróbowanych.

23

Warstwy wodonoœne w utworach mezozoicznych i paleozoicznych na Ni¿u Polskim

Fig. 2.7. Profil otworu badawczego z centralnej czêœci Ni¿uPolskiego z wydzielonymi wodonoœnymi warstwami prze-puszczalnymi i izolacyjnymi; pokazano odcinki objête bada-niami hydrogeologicznymi: wydajnoœci (Q) i mineralizacjiwód (M)

Otwory Pañstwowego Instytutu Geologicznego, zewzglêdu na znaczny interwa³ rdzeniowania, du¿¹ liczbêi zakres wykonanych badañ, a tak¿e równomierne roz-³o¿enie na obszarze Polski, stanowi¹ i stanowiæ bêd¹ pod-stawowe Ÿród³o informacji na temat wg³êbnej budowy geo-logicznej, w tym równie¿ wód termalnych. Dlatego te¿w pierwszym rzêdzie w³aœnie te otwory powinny byæ objêtekompleksowymi pracami interpretacyjnymi.

Odmienne warunki wystêpowania wód termalnychw stosunku do warunków obserwowanych na Ni¿u Pol-skim istniej¹ na obszarze Karpat i Sudetów (J. Chowaniec,2003). S¹ one zwi¹zane na ogó³ z lokalnymi, rzadziej regio-nalnymi, systemami hydrogeologicznymi, cechuj¹cymi siêdu¿¹ dynamik¹ i na ogó³ znacznie ni¿sz¹ mineralizacj¹ wódpodziemnych o umiarkowanych temperaturach. Ta ostatniacecha wynika z niewielkich wartoœci strumienia cieplnego natych obszarach.

24


Fig. 2.8. Wydatek obserwowany w trakcie opróbowañ poziomów wodonoœnych w g³êbokich otworach wiertniczychna Ni¿u Polskim, na podstawie danych z bazy BOHYDRO

3. Przegl¹d regionalny wód zmineralizowanych,

termalnych oraz uznanych za lecznicze

3.1. Wody mineralne, zmineralizowane i termalne a wody lecznicze

Wody podziemne o mineralizacji powy¿ej 1000mg/dm3 mog¹ byæ formalnie uznane za lecznicze i zali-czone do kopalin. Stosuje siê do nich wtedy okreœlenie„wody mineralne”. W przypadku innych wód o podwy¿-szonej mineralizacji bardziej prawid³owe jest okreœlenie„wody zmineralizowane”, które nie sugeruje, ¿e zosta³yone poddane szczegó³owym badaniom, w tym tak¿e kli-nicznym, niezbêdnym dla uznania ich za lecznicze. Tenistotny problem terminologiczny zosta³ szczegó³owoomówiony w rozdziale 2, I tomu monografii.

Wody zmineralizowane wystêpuj¹ na ca³ym niemalterytorium Polski. W zale¿noœci od warunków geologicz-nych i g³êbokoœci zawartoœæ rozpuszczonych sk³adnikówsta³ych mo¿e w nich dochodziæ do 400 g/dm3 lub nawetprzewy¿szaæ tê wartoœæ (solanki przesycone), a tempera-

tura przekraczaæ 100°C. Mineralizacja wód wykorzysty-wanych w Polsce dla celów przemys³owych (odzysksk³adników chemicznych) nie przekroczy³a dotychczas200 g/dm3, a wód stosowanych w lecznictwie jest niewiêksza ni¿ 7 g/dm3 (silniej stê¿one wymagaj¹ rozcieñ-czania). Temperatura wód, wykorzystywanych dotych-czas w Polsce w energetyce cieplnej, nie przekracza90°C, zaœ tych, które ze wzglêdu na temperaturê zosta³yuznane za lecznicze, jest znacznie ni¿sza.

Za lecznicze mog¹ byæ równie¿ uznane wody o mine-ralizacji poni¿ej 1 g/dm3, o ile zawieraj¹ w odpowiednimstê¿eniu niektóre sk³adniki biologicznie czynne lub kiedyich temperatura na wyp³ywie z ujêcia jest wiêksza od20°C. Wody takie okreœlane jako swoiste zosta³y równie¿omówione we wspomnianym wy¿ej rozdziale 2.

3.2. Wystêpowanie wód zmineralizowanych a budowa geologiczna Polski

Liczne próby powi¹zania wystêpowania wód zminera-lizowanych i swoistych z budow¹ geologiczn¹ Polski (wgranicach z ró¿nych okresów) podejmowane ju¿ by³yw XIX w. Obok autorów dawniejszych, jak np. G. Mogalla(1802), S. Staszic (1815), G.G. Pusch (1836), C. J. B. Kar-sten (1847), A. F. Adamowicz (1851), W. Szajnocha(1891), W. Deecke (1898) i inni, problematyk¹ t¹ w XX w.zajmowali siê m.in.: F. Frech (1912), R. Ros³oñski (1929)i J. Samsonowicz (1928b, 1954). Po II wojnie œwiatowejukaza³y siê prace: H. Œwidziñskiego (1954), C. Kolagi

(1957), T. Agopsowicz, Z. Pazdry (1964), J. Dowgia³³y(1969a, 1971), B. Paczyñskiego, J. Pa³ysa (1970), J. Dow-gia³³y red. (1974), L. Bojarskiego (1978), B. Paczyñskie-go, Z. P³ochniewskiego (1996) oraz L. Bojarskiego red.(1996) i in. Literatura przedmiotu jest ogromna i nie spo-sób wymieniæ tu wszystkich istotnych pozycji.

We wszystkich opracowaniach wykonanych w drugiejpo³owie XX w. zawsze wyró¿niano prowincje lub regio-ny: Karpat, Sudetów z blokiem przedsudeckim, zapadli-ska przedkarpackiego i Ni¿u Polskiego, jako charaktery-

25

Wystêpowanie wód zmineralizowanych a budowa geologiczna Polski

zuj¹ce siê odmiennymi warunkami wystêpowania i typa-mi chemicznymi wód zmineralizowanych. Uwzglêdnia-no tak¿e powi¹zanie tych wód z jednostkami tektoniczny-mi, a w obszarach górskich tak¿e ze zlewniami po-wierzchniowymi (J. Dowgia³³o, B. Paczyñski, 2002). Dlapotrzeb niniejszej monografii wystarczaj¹cy jest uprosz-czony podzia³ Polski na prowincje, regiony i subregionywydzielone ze wzglêdu na dominuj¹cy typ wystêpu-j¹cych w nich wód zmineralizowanych.

Systematyka regionalna wód mineralnych wynikaz podzia³u ogólnego hydrosfery podziemnej na czterypodstawowe jednostki (J. Dowgia³³o, B. Paczyñski,2002):

– prowincja platformy prekambryjskiej,– prowincja platformy paleozoicznej,– prowincja sudecka,– prowincja karpacka.Przyk³adowo, mimo wielu podobieñstw wystêpowa-

nia kwasowêglowych szczaw, w tym wód termalnychKarpat i Sudetów, w Karpatach dominuj¹ systemy wodo-noœne mo¿liwe do przestrzennego zidentyfikowania (np.basen podhalañski), natomiast w Sudetach przewa¿aj¹trudno rozpoznawalne strefy dyslokacyjne, stanowi¹cetranzytowe i równoczeœnie s³abo zasobne zbiorniki wódtermalnych i zmineralizowanych.

Ró¿norodnoœæ wód zmineralizowanych i termalnychca³ej hydrosfery wymaga zastosowania, obok kryteriumgeostrukturalnego, dodatkowych selekcjonerów, takichjak mineralizacja wody, jej temperatura i w³aœciwoœcilecznicze. Wynikiem ich zastosowania jest podzia³ nag³ówne typy wód: kwasowêglowe i szczawy, siarczano-we i siarczkowe oraz chlorkowe.

Wody kwasowêglowe i szczawy, wystêpuj¹ce jedyniew Sudetach i Karpatach, wskazuj¹ na celowoœæ wydziele-nia dwóch prowincji: sudeckiej i karpackiej. Wody siar-

czanowe i siarczkowe, dominuj¹ce obok wód chlorko-wych w zapadlisku przedkarpackim, wymagaj¹ wyodrêb-nienia tego obszaru jako wa¿nego fragmentu prowincjikarpackiej. Najpowszechniejszy typ wód chlorkowych,którego brak jedynie w Sudetach i lokalnie w prowin-cjach platformowych, nie stanowi istotnego czynnika re-gionalizacji wód leczniczych, ale ma znaczenie dla cha-rakterystyki wód mineralnych i termalnych.

Istotn¹ i zupe³nie odmienn¹ rolê w systematyce pe³ni¹wody termalne wykorzystywane dla celów grzewczych,gdzie typ wody ma ni¿sz¹ rangê selekcyjn¹ od jej mine-ralizacji i odnawialnoœci. Jednostki, w których wystê-puj¹ wody stosunkowo ma³o zmineralizowane (poni¿ej3–5 g/dm3), wspó³czeœnie odnawialne, np. basen podha-lañski, Sudety i kreda dolna basenu ³ódzkiego, uznaæ na-le¿y za perspektywiczne dla celów grzewczych. S¹ to bo-wiem obszary, w których wydobycie wód termalnychmo¿e byæ prowadzone za pomoc¹ pojedynczych otwo-rów eksploatacyjnych, a wiêc stosunkowo tanio.

Uwzglêdniaj¹c wy¿ej przytoczone kryteria, podzia³wód zmineralizowanych i termalnych Polski, a tak¿e wóduznanych za lecznicze ilustruje figura 3.1 i tabela 3.1.Istotn¹ cech¹ wy¿ej wymienionej regionalizacji jestw³¹czenie do niego podzia³u hydrograficznego, wszêdzietam, gdzie zachodzi stwierdzona lub domniemana (du¿eprawdopodobieñstwo) odnawialnoœæ wód zmineralizo-wanych i termalnych oraz zgodnoœæ zlewni podziemnychi powierzchniowych. Innym wa¿nym elementem po-dzia³u regionalnego, uwzglêdnionym w przegl¹dzie re-gionalnym, jest klasyfikacja stopnia izolacji struktur hy-drogeologicznych (otwarte, czêœciowo otwarte, zakryte),a tak¿e ocena waloryzacyjna, dotycz¹ca g³ównie wódleczniczych (wody wyj¹tkowo cenne, cenne, umiarkowa-nie cenne, pospolite), ale tak¿e przemys³owych wód ter-malnych (perspektywiczne, dostêpne).

26

Przegl¹d regionalny wód zmineralizowanych, termalnych oraz uznanych za lecznicze

27

Wystêpowanie wód zmineralizowanych a budowa geologiczna Polski

3.1. Wody lecznicze i potencjalnie lecznicze (wg J. Dowgia³³y, B. Paczyñskiego, 2002)

28


Tabela 3.1

Podzia³ regionalny wód potencjalnie leczniczych prowincji karpackiej i sudeckiej w nawi¹zaniu do zlewni powierzchniowych

Prowincja Region

Subregion (miejscowoœci wystê-powania wód uznanych za lecz-nicze, dla których nie okreœlonosystemów hydrogeologicznych)

Systemy hydrogeologiczne mo¿liwe do wydzielenia(miejscowoœci, w których wody podziemne zosta³y

uznane za lecznicze)G³ówne typy wód leczniczych

Karpacka

Karpatwewnêtrznych Tatry i Podhale tatrzañsko-podhalañski termalne, siarczkowe

Karpatzewnêtrznych

dorzecze górnej Wis³y chlorkowe

dorzecze Popradu (Muszyna,Piwniczna, PowroŸnik)

zlewnia potoku Muszynianka (Tylicz)

szczawy i wody kwasowêglowe

zlewnia potoku Kryniczanka (Krynica)

zlewnia potoku Szczawnik (Szczawnik, Z³ockie)

zlewnia potoku Szczawnego (¯egiestów-Zdrój)

zlewnia potoku Milik (Milik)

zlewnia potoku G³êboczanka (G³êbokie)

zlewnia potoku £omniczanka (£omnica-Zdrój)

zlewnia potoku Wierchomlanka (Wierchomlanka)

dorzecze Dunajca(Szczawa, Szczawnica, Kro-œcienko n. Dunajcem)

dorzecze Raby (Rabka) chlorkowe, kwasowêglowe, siarczkowe

dorzecze Wis³oki(Wysowa, Wapienne)

chlorkowe, kwasowêglowe

dorzecze Sanu (Polañczyk) kwasowêglowe

zapadliskaprzedkarpac-kiego

dorzecze Sanu (Horyniec) siarczkowe

dorzecze Wis³y (Latoszyn) siarczanowe

dorzecze Wis³y(Busko-Zdrój, Solec-Zdrój)

chlorkowe

dorzecze Wis³y(Dêbowiec, Gocza³kowice--Zdrój, Jaworze Dolne, Kra-ków-Mateczny, Krzeszowice,Swoszowice, Zab³ocie)

chlorkowe, siarczanowe

Sudecka

Sudetów

dorzecze Nysy K³odzkiej(D³ugopole-Zdrój, Szczawina,Duszniki-Zdrój, Polanica-Zdrój)

zlewnia Bia³ej L¹deckej (L¹dek-Zdrój) termalne

dorzecze £aby zlewnia potoku kudowskiego (Kudowa-Zdrój)

kwasowêglowezlewnia potoku Dañczówka (Jeleniów)

dorzecze Bystrzycy (Jedlina--Zdrój)

zlewnia potoku Szczawnik (Szczawno-Zdrój)

dorzecze Œlê¿y(Przerzeczyn-Zdrój)

siarczkowe

dorzecze Kaczawy(Stare Rochowice)

wodorowêglanowe

dorzecze Bobru karkonosko-jeleniogórski (Cieplice Œl¹skie-Zdrój) termalne, fluorkowe

dorzecze Kwisy izerski (Œwieradów-Zdrój, Czerniawa-Zdrój) wodorowêglanowe, radonowe

bloku przedsu-deckiego

dorzecze Odry (Grabin) system niemo¿liwy do wydzielenia system niemo¿liwy do wydzielenia

3.3. Prowincja platformy prekambryjskiej

Pod³o¿e krystaliczne, wchodz¹ce w sk³ad platformyprekambryjskiej (wschodnioeuropejskiej) na obszarzePolski (fig. 3.1, prowincja A), wystêpuje na g³êbokoœ-ciach od 200 do 3500 m, a jego nadk³ad paleozoicznyi mezozoiczny pozbawiony jest czêsto ró¿nych ogniwi cienieje ku pó³nocnemu wschodowi. W obrêbie wynie-sienia mazursko-suwalskiego brak w ogóle osadów paleo-zoicznych, a mezozoik ogranicza siê do kredy górnej, pod-czas gdy kreda dolna pojawia siê tylko w zachodniej czêœciwyniesienia.

Wody zmineralizowane w pokrywie osadowej pale-ozoiku nale¿¹ bez wyj¹tku do chlorkowych, a mineraliza-cja ich zale¿y niemal wy³¹cznie od g³êbokoœci wystêpo-wania i stopnia odizolowania od powierzchni przez utwo-ry nadleg³e (tak¿e czwartorzêdowe). Wody o wysokiejmineralizacji (10–50 g/dm3) w utworach mezozoicznychspotyka siê w obrêbie obni¿enia peryba³tyckiego, gdzie

za ich zasolenie odpowiedzialne s¹ serie ewaporacyjnecechsztynu. W osiowej partii tego obni¿enia mineraliza-cja wód w cechsztynie osi¹ga 200–300 g/dm3.

Pod wzglêdem tektonicznym do platformy wschod-nioeuropejskiej nale¿y synklinorium brze¿ne z jego od-cinkami: pomorskim, warszawskim i lubelskim. Jedna-k¿e ze wzglêdu na mi¹¿szoœæ i wykszta³cenie serii fanero-zoicznych warunki wystêpowania wód zmineralizowa-nych s¹ tu bardziej zbli¿one do panuj¹cych w obrêbieplatformy zachodnioeuropejskiej. Na szczególne podkre-œlenie zas³uguj¹ tu osady cechsztynu, odgrywaj¹ceistotn¹ rolê w mineralizacji wód podziemnych mezozo-iku. Nale¿y te¿ zaznaczyæ obecnoœæ mi¹¿szych osadówkarbonu i dewonu w odcinku lubelskim synklinoriumbrze¿nego i obecnoœæ w tych seriach wód czêsto o wyso-kiej mineralizacji chlorkowo-sodowej, a tak¿e chlorko-wo-sodowo-wapniowej.

3.4. Prowincja platformy paleozoicznej

Do platformy paleozoicznej (zachodnioeuropejskiej)na terytorium Polski (fig. 3.1, prowincja B) zaliczany jestobszar po³o¿ony na po³udniowy zachód od linii Teissey-re’a-Tornquista, wed³ug niektórych badaczy od strefyTESZ (Trans-European Suture Zone), stanowi¹cej umo-wn¹ granicê miêdzy obiema platformami i przebiegaj¹cejna ogó³ w obrêbie poszczególnych odcinków synklino-rium brze¿nego. Jak ju¿ wspomniano, warunki wystêpo-wania wód zmineralizowanych w obrêbie tego synklino-rium sugeruj¹ zaliczenie go w ca³oœci do platformy za-chodnioeuropejskiej.

Z punktu widzenia wystêpowania i rozprzestrzenie-nia utworów mezozoicznych i paleozoicznych platformapaleozoiczna na terenie Polski stanowi jednostkê stosun-kowo jednolit¹, obejmuj¹c¹ synklinorium brze¿ne, zna-czn¹ czêœæ antyklinorium œrodkowopolskiego, synklino-rium szczeciñsko-³ódzko-miechowskie, a tak¿e znaczn¹

czêœæ monokliny przedsudeckiej i œl¹sko-krakowskiej. Za-licza siê do niej tak¿e waryscyjskie zapadlisko górno-œl¹skie. Jej obszar graniczy od po³udnia z zapadliskiemprzedkarpackim, od po³udniowego zachodu z blokiemprzedsudeckim, zaœ ku zachodowi przed³u¿a siê poza gra-nice Polski.

£¹czna mi¹¿szoœæ utworów fanerozoicznych osi¹gaw niektórych partiach tej prowincji (np. w obrêbie anty-klinorium œrodkowopolskiego) ponad 9000 m. Cech¹charakterystyczn¹ jest tu obecnoœæ mi¹¿szych serii sali-narnych cechsztynu tworz¹cych – w szczególnoœci na ob-szarze odcinka pomorskiego i kujawskiego antyklinoriumœrodkowopolskiego oraz odcinka szczeciñskiego syn-klinorium szczeciñsko-³ódzko-miechowskiego – strukturysolne w postaci diapirów, czêsto przebijaj¹cych nadleg³eosady mezozoiczne. Struktury te nie pozostaj¹ bez wp³y-wu na sk³ad chemiczny wód w osadach mezozoicznych,

29

Prowincja platformy paleozoicznej

a czêsto tak¿e kenozoicznych. £ugowanie struktur sol-nych w strefach, gdzie mo¿liwy jest kontakt z nimiwspó³czesnych lub starszych wód pochodz¹cych z infil-tracji opadów atmosferycznych, jest przyczyn¹ minerali-zacji chlorkowo-sodowej wód podziemnych. Nie jest tojednak przyczyna jedyna. Oprócz lokalnych procesów³ugowania struktur solnych mo¿emy tu mieæ tak¿e do czy-nienia z reliktowymi ³ugami, stanowi¹cymi pozosta³oœæzawartoœci cechsztyñskich i – w mniejszym stopniu – tria-sowych zbiorników wodnych, po wytr¹ceniu siê w nichosadów chemicznych. Nie mo¿na te¿ wykluczyæ obecnoœ-ci w seriach mezozoicznych reliktowych wód morskich,syngenetycznych z tymi seriami (wody sedymentacyjne)lub te¿ epigenetycznych, tj. takich, które infiltrowa³y w teserie ju¿ po ich konsolidacji w okresach kolejnych trans-gresji morskich (J. Dowgia³³o, 1971, 1988).

Skomplikowane warunki hydrodynamiczne oraz tekto-nika uskokowa s¹ w wielu miejscach przyczynami ascenzjizmineralizowanych wód chlorkowych, które niekiedy poja-wiaj¹ siê na powierzchni lub w jej pobli¿u. Zjawisko to opi-sano m.in. z okolic £êczycy (J. Samsonowicz, 1928b), Po-morza Zachodniego (J. Dowgia³³o, 1965) i zachodniej czêœ-ci warszawskiego odcinka synklinorium brze¿nego (A. Ma-cioszczykowa, 1979). Naturalne Ÿród³a solanek stanowi³ynierzadko podstawê surowcow¹ produkcji soli kuchennejnie tylko w œredniowieczu (Ko³obrzeg), lecz tak¿e w cza-sach nowo¿ytnych (Kujawy, okolice £êczycy).

Znacznie mniej od wód chlorkowych rozpowszech-nione s¹ w obrêbie platformy zachodnioeuropejskiej wo-dy siarczanowe i siarczanowo-siarczkowe. Ich obecnoœæwi¹¿e siê z wystêpowaniem gipsów i anhydrytów podle-gaj¹cych w sprzyjaj¹cych warunkach (kontakt z materi¹organiczn¹) redukcji bakteryjnej. W po³udniowo-zachod-niej czêœci monokliny przedsudeckiej wody takie wystê-puj¹ w utworach triasu, na Kujawach eksploatowane s¹z malmu górnego (Wieniec-Zdrój), zaœ na monoklinieœl¹sko-krakowskiej napotyka siê je w miocenie.

Zmineralizowane wody chlorkowo-sodowe, na wiêk-szych g³êbokoœciach czêsto termalne, wystêpuj¹ na plat-formie paleozoicznej w setkach wierceñ. Jedynie w nie-licznych miejscowoœciach zosta³y uznane za lecznicze(mineralne lub mineralne-swoiste). Szczegó³owe omó-wienie wystêpowania i wykorzystania wód leczniczychomawianej tu prowincji znajduje siê w rozdziale 5 tegotomu. Omówiono tam tak¿e punkty, w których woda ter-malna wykorzystywana jest obecnie dla celów ciep³owni-czych lub gdzie takie jej wykorzystanie jest przewidzianew niedalekiej przysz³oœci. W tym miejscu trzeba podkreœ-liæ, ¿e w porównaniu z platform¹ prekambryjsk¹ warunkiujmowania u¿ytkowych wód termalnych w obrêbie plat-formy paleozoicznej s¹ na ogó³ bez porównania korzyst-niejsze. Dotyczy to w szczególnoœci utworów mezozo-icznych (jura i kreda).

3.5. Prowincja sudecka

Znajduj¹ca siê na terenie Polski czêœæ Sudetów wrazz po³o¿onym na pó³nocny wschód od tego pasma górskie-go blokiem przedsudeckim (fig. 3.1, prowincja C) stano-wi¹ – z punktu widzenia wystêpowania wód zmineralizo-wanych i swoistych – jedn¹ prowincjê, która w sposóbwyraŸny dzieli siê na regiony: sudecki i bloku przedsu-deckiego. Rozdziela je sudecki uskok brze¿ny o kierunkuNW–SE, wzd³u¿ którego w wyniku alpejskich ruchówtektonicznych wydŸwigniêty zosta³ górotwór sudecki.Cech¹ odró¿niaj¹c¹ oba regiony jest obecnoœæ w obrêbiebloku przedsudeckiego mi¹¿szych osadów m³odszego

kenozoiku, które w Sudetach pojawiaj¹ siê jedynie spora-dycznie. Kompleksy metamorficznych ska³ prekambryj-skich i wczesnopaleozoicznych, jak równie¿ waryscyj-skie intruzje (przewa¿nie ska³ kwaœnych), znajduj¹ czê-sto przed³u¿enie na bloku przedsudeckim, gdzie na ogó³s¹ ukryte pod osadami kenozoiku i miejscami kredy. Nablok przedsudecki przed³u¿aj¹ siê tak¿e niektóre – wa¿nez punktu widzenia warunków kr¹¿enia wód podziemnychi migracji dwutlenku wêgla – struktury dysjunktywne. Poobu stronach sudeckiego uskoku brze¿nego wystêpuj¹przejawy neogeñskiego wulkanizmu zasadowego.

30


Charakterystycznym dla prowincji sudeckiej typemwód zmineralizowanych s¹ wody wodorowêglanoweo ró¿nym sk³adzie kationowym, przesycone dwutlenkiemwêgla (szczawy). Wystêpuj¹ one zarówno w Sudetach,jak i w obrêbie bloku przedsudeckiego. Dwutlenek wêglajest g³ównym czynnikiem powoduj¹cym podwy¿szon¹mineralizacjê tych wód, wp³ywaj¹c na intensyfikacjê ichwzajemnego oddzia³ywania z zawieraj¹cymi je ska³ami,przewa¿nie metamorficznymi i magmowymi, rzadziejosadowymi. Kwestia pochodzenia tego gazu nie zosta³adotychczas rozstrzygniêta. Byæ mo¿e jego Ÿród³em jestgórny p³aszcz Ziemi. Inn¹ mo¿liwoœci¹ jego genezy jesttermiczny rozk³ad ska³ wêglanowych obecnych w kom-pleksach metamorficznych proterozoiku i starszego paleo-zoiku (J. Dowgia³³o,1978). Nie mo¿na równie¿ wyklu-czyæ, ¿e jest on czêœciowo pochodzenia atmosferyczne-go, a tak¿e, ¿e wszystkie te trzy typy genetyczne bior¹w ró¿nych proporcjach udzia³ w mieszaninach two-rz¹cych sudecki dwutlenek wêgla. Niew¹tpliwie klu-czow¹ rolê w jego transporcie ze znacznych g³êbokoœci

i nasycaniu wód podziemnych p³ytkiego kr¹¿enia odgry-waj¹ dyslokacje nieci¹g³e, bêd¹ce jednym z charaktery-stycznych elementów budowy geologicznej Sudetów.

Szczawy, z których czêœæ uznano za wody lecznicze,a tak¿e wody kwasowêglowe, wystêpuj¹ w postaci Ÿró-de³ i ujmowane s¹ wierceniami w licznych miejscowo-œciach Sudetów Œrodkowych i Zachodnich. Odkryto je ta-k¿e na bloku przedsudeckim (wiercenie w Grabinie). Ichszczegó³owe omówienie znajduje siê w dalszych roz-dzia³ach tego tomu.

Wody termalne wystêpuj¹ce w prowincji sudeckiejw postaci Ÿróde³ (Kotlina Jeleniogórska – CiepliceŒl¹skie-Zdrój, Góry Z³ote – L¹dek-Zdrój) i nawiercone(Góry Bystrzyckie – Duszniki-Zdrój, synklinorium œród-sudeckie – Krosnowice, blok przedsudecki – Grabin) za-wdziêczaj¹ temperaturê raczej g³êbokiemu kr¹¿eniu wódpodziemnych i ich geotermicznemu ogrzewaniu w obsza-rach o znacznych deniwelacjach terenu, ni¿ gêstoœciziemskiego strumienia cieplnego, która rzadko przekra-cza wartoœci przeciêtne.

3.6. Prowincja karpacka

3.6.1. Region zapadliska przedkarpackiego

Uwagi ogólne

Jako podstawê wyznaczenia pó³nocnej granicy pro-wincji karpackiej (fig. 3.1, prowincja D) przyjêto zasiêgwystêpowania œrodkowomioceñskich (badeñskich) osa-dów chemicznych, a wiêc serii zawieraj¹cych gipsy, an-hydryty, a tak¿e sól kamienn¹. Z utworami tymi zwi¹zanejest tworzenie siê charakterystycznych dla nich wód siar-czanowo-wapniowych, siarczkowych i chlorkowo-siar-czanowo-wapniowych, a tak¿e s³abozmineralizowanychswoistych wód siarczkowych. Po³udniow¹ granicê pro-wincji stanowi w zasadzie brzeg Karpat fliszowych, cho-cia¿ zagadnienie to staje siê dyskusyjne tam, gdzie flisznasuniêty jest na osady badenu (np. w jednostce zg³obic-

kiej). Jeszcze trudniej jest rozstrzygn¹æ – przyjmuj¹c zaniektórymi autorami – ¿e ku po³udniowi osady badenumog¹, pod nasuniêtymi na nie utworami fliszowymi, siê-gaæ nawet w pobli¿e pieniñskiego pasa ska³kowego (J.Dowgia³³o, A. S³awiñski, 1978).

Wody siarczkowe prowincji karpackiej tworz¹ siêw wyniku rozpuszczania siê siarkowodoru powstaj¹cegow rezultacie bakteryjnej redukcji minera³ów siarczano-wych w obecnoœci materii organicznej. Efektem takiej re-dukcji jest tak¿e powstawanie z³ó¿ siarki rodzimej (np.w rejonie Tarnobrzega). Procesy te zachodz¹ tak¿ewspó³czeœnie przy udziale wêglowodorów gazowych mi-gruj¹cych z g³êbszego pod³o¿a. Czêsty w zmineralizowa-nych wodach siarczanowych jest znaczny udzia³ jonu

31

Prowincja karpacka

chlorkowego. Jego pochodzenie mo¿e byæ zwi¹zane za-równo z ³ugowaniem mioceñskich osadów salinarnych,jak i z obecnoœci¹ reliktowych wód morskich, które mog¹pochodziæ z neogenu, ale tak¿e z serii starszych. Relikto-we, chlorkowo-sodowe wody morskie miocenu zosta³yzidentyfikowane izotopowo w zachodniej czêœci oma-wianej prowincji, m.in. w Zab³ociu i Dêbowcu (J. Dow-gia³³o, 1973).

W po³udniowej czêœci zapadliska przedkarpackiegomiêdzy Tarnowem a Przemyœlem, a tak¿e pod nasuniê-ciem karpackim w Beskidzie Œl¹skim, wœród wód zmine-ralizowanych napotykanych w wierceniach dominuj¹zdecydowanie wody chlorkowe, czêsto o wysokiej za-wartoœci jodu. Ze wzglêdu na zwi¹zek genetyczny tychwód z utworami miocenu, ten ostatni obszar nale¿y zali-czyæ do regionu zapadliska przedkarpackiego, chocia¿orograficznie nale¿y on do Karpat.

Wody lecznicze, eksploatowane w uzdrowiskach, wodyuznane za lecznicze, ale z ró¿nych powodów nieeksploato-wane, oraz wody potencjalnie lecznicze, mog¹ce w przy-sz³oœci stanowiæ Ÿród³o przemys³owych surowców che-micznych (np. jod), rozpoznane zosta³y w regionie zapa-dliska przedkarpackiego w trzech proponowanych do wy-dzielenia subregionach, krótko omówionych poni¿ej.

Subregion œl¹sko-krakowski

Za lecznicze uznane zosta³y wody siarczanowe,siarczkowe eksploatowane w uzdrowisku Swoszowice(miocen) oraz chlorkowe, jodkowe u¿ytkowane w uzdro-

wisku Gocza³kowice-Zdrój (karboñskie pod³o¿e mioce-nu). Miejscowoœci niebêd¹ce uzdrowiskami, w którychwody wystêpuj¹ce w miocenie uznano za lecznicze, toDêbowiec i Zab³ocie (wody chlorkowe, jodkowe) orazKrzeszowice i Kraków (Zak³ad Leczniczy Mateczny) –wody siarczanowo-chlorkowe i siarczkowe.

Subregion nidziañsko-lubaczowski

Uznane za lecznicze wody chlorkowe, siarczkowei jodkowe eksploatowane s¹ w uzdrowiskach Busko--Zdrój i Solec-Zdrój z kredy górnej i malmu. Z miocenupobierana jest dla celów leczniczych woda siarczkowaw uzdrowisku Horyniec, zaœ z miocenu i malmu wodalecznicza siarczanowa, siarczkowa w Latoszynie, nie-bêd¹cym uzdrowiskiem.

Subregion tarnowsko-przemyski

W regionie tym napotkano w bardzo licznych otwo-rach wiertniczych przemys³u naftowego zmineralizowa-ne wody chlorkowe, jodkowe, niekiedy towarzysz¹cez³o¿om gazu ziemnego. ¯adna z nich nie zosta³a dotych-czas uznana za lecznicz¹, choæ wiele z nich spe³niawszystkie kryteria niezbêdne do takiego uznania. Ich wy-stêpowanie zosta³o stwierdzone w wielu miejscowoœ-ciach, które ze wzglêdu na walory klimatyczne i krajobra-zowe nadaj¹ siê na uzdrowiska. Nigdzie te¿ nie jest jesz-cze prowadzona eksploatacja wód zmineralizowanychw celu uzyskania z nich surowców chemicznych.

3.6.2. Region Karpat zewnêtrznych

Polskie Karpaty fliszowe obfituj¹ w wody zminerali-zowane, czêsto swoiste, wœród których za lecznicze uzna-no dotychczas wody mineralne-swoiste wystêpuj¹cew 28 miejscowoœciach. W czêœci zachodniej regionu s¹ tog³ównie wody chlorkowe, jodkowe, w czêœci centralnejdominuj¹ szczawy, zaœ w czêœci wschodniej wody chlor-kowo-wodorowêglanowe. To doœæ wyraŸne, choæ niepo-zbawione lokalnych wyj¹tków, regionalne zró¿nicowa-nie typów chemicznych sta³o siê podstaw¹ proponowa-

nego wydzielenia trzech subregionów: œl¹sko-beskidz-kiego, s¹decko-gorlickiego i jasielsko-ustrzyckiego.

Charakterystyczna dla wód zmineralizowanych regionuKarpat zewnêtrznych jest ich zró¿nicowana geneza i wy-stêpowanie zarówno w postaci monogenicznej, jak i two-rzenie mieszanin poligenicznych (J. Dowgia³³o, 1980). Dopierwszych nale¿¹ p³ytkie wody infiltracyjne, wystêpuj¹cedo g³êbokoœci 200 m, nasycane w strefach zaburzeñ tekto-nicznych migruj¹cym z wiêkszych g³êbokoœci dwutlen-

32


kiem wêgla. Jak wykaza³y badania P. Leœniaka (1998) orazP. Leœniaka i in. (1997), gaz ten wystêpuj¹cy w wodachi suchych ekshalacjach subregionu s¹decko-gorlickiegopochodzi w g³ównej mierze z rozk³adu termicznego mine-ra³ów wêglanowych, chocia¿ nie mo¿na wykluczyæ, ¿e ja-kaœ jego czêœæ jest pochodzenia p³aszczowego.

Do poligenicznych nale¿¹ wody zawieraj¹ce oboksk³adowej infiltracyjnej tak¿e mniej lub bardziej obfitedomieszki wód pochodzenia nieinfiltracyjnego. Mog¹ tobyæ reliktowe wody morskie, wody uwalniane z mine-ra³ów ilastych w procesach diagenezy i/lub metamorfi-zmu, a miejscami tak¿e wody stanowi¹ce produkt utle-niania wêglowodorów. W odró¿nieniu od wód monoge-nicznych charakteryzuj¹ siê zwykle wy¿sz¹ mineraliza-cj¹, najczêœciej typu chlorkowego i/lub wodorowêglano-wego, a tak¿e wzbogaceniem w ciê¿kie izotopy tlenui wodoru. Poligeniczny charakter wód zmineralizowa-nych w subregionie jasielsko-ustrzyckim wykaza³ ostat-nio A. Porowski (2006).

Subregion œl¹sko-beskidzki

Wody zmineralizowane wystêpuj¹ tu zarówno w pa--leogeñskim fliszu p³aszczowiny magurskiej (np. rejonRabki) i œl¹skiej (Sól), jak i w utworach dewoñskich na-wierconych pod nasuniêciem karpackim (Ustroñ). Wodyujmowane we fliszu na g³êbokoœci 20–1800 m s¹ typuCl–Na, J o mineralizacji od 1,3 do 4,5%, przy wiêkszychg³êbokoœciach s¹ to wody termalne (np. 38°C w Soli). Po-chodz¹ca z g³êbokoœci 1840 m woda termalna (ok. 30°C)w Ustroniu jest 13% Cl–Na–Ca, J.

Subregion s¹decko-gorlicki

Charakterystyczne dla omawianego subregionu jestwystêpowanie szczaw wodorowêglanowych o ró¿nymsk³adzie kationowym, zarówno monogenicznych, jak i po-ligenicznych. Pierwsze, o mineralizacji od 0,1 do 1,5%,wystêpuj¹ w Ÿród³ach i ujmowane s¹ otworami z g³êbokoœ-ci do 200 m, g³ównie w dorzeczu Popradu. W tym samymrejonie na wiêkszych g³êbokoœciach napotykane s¹ szcza-wy o mineralizacji powy¿ej 2%, nosz¹ce charakter wódpoligenicznych (np. w Krynicy). Wody takie wystêpuj¹natomiast stosunkowo p³ytko poza rejonem popradzkim(np. Wysowa, Szczawnica, Szczawa).

Subregion jasielsko-ustrzycki

Wody lecznicze chlorkowe i wodorowêglanowe, jod-kowe, o mineralizacji 0,2–2,2% eksploatowane s¹ dla ce-lów leczniczych ze Ÿróde³ (Rymanów-Zdrój) i z odwier-tów (Rymanów-Zdrój, Iwonicz-Zdrój i Polañczyk). Czê-sto zawieraj¹ metan, rzadziej dwutlenek wêgla (Ryma-nów-Zdrój). Wody tego typu napotkano tak¿e w bardzolicznych wierceniach wykonanych przez przemys³ naf-towy przewa¿nie w strefach antyklinalnych fliszu pale-ogeñskiego i neogeñskiego (warstwy kroœnieñskie) cen-tralnej depresji karpackiej. Poza wymienionymi uzdro-wiskami za lecznicze uznane zosta³y jedynie wody 1,9%HCO3–Cl–Na, J w Lubatówce k. Iwonicza-Zdroju.Temperatura solanki ujêtej tu na g³êbokoœci nieco ponad1000 m wynosi 24°C.

3.6.3. Region Karpat wewnêtrznych

Na obszarze Podhala znajduje siê klasyczny basen arte-zyjski, w którym w utworach wêglanowych eocenu i triasuna g³êbokoœciach 1000–3500 m wystêpuj¹ zmineralizowa-ne wody termalne eksploatowane dla celów grzewczychi rekreacyjnych. Wydajnoœci samowyp³ywów o temperatu-rze dochodz¹cej do 80–86°C siêgaj¹ 500 m3/h, a mineraliza-

cja wody (przewa¿nie HCO3–Cl–Na) utrzymuje siê w gra-nicach 0,1–0,25% (B. Kêpiñska, 2005).

Wody termalne Podhala stanowi¹ kopalinê w rozu-mieniu prawa geologicznego i górniczego, natomiastw myœl tego prawa nie s¹ wodami leczniczymi, poniewa¿za takie nie zosta³y uznane formalnie.

33

Prowincja karpacka

4. Prowincja platformy prekambryjskiej

4.1. Wstêp

Wyniesiona czêœæ prekambryjskiego kratonu wschod-nioeuropejskiego obejmuje pod³o¿e kenozoiku pó³noc-no-wschodniej czêœci Polski pocz¹wszy od okolic Ustki naNW po okolice Tomaszowa Lubelskiego na SE. Od po-³udniowego zachodu graniczy ona z synklinorium brze¿-nym, stanowi¹cym cechsztyñsko-mezozoiczne przeg³ê-bienie perykratoniczne (W. Po¿aryski red., 1974). W sk³adplatformy na terenie Polski wchodzi od pó³nocy: wyniesie-nie £eby, obni¿enie peryba³tyckie, wyniesienie mazur-sko-suwalskie, obni¿enie podlaskie, zr¹b S³awatycz i ob-ni¿enie nadbu¿añskie (J. Znosko red., 1998).

Jakkolwiek sytuacja tektoniczna synklinorium brze¿-nego jest wci¹¿ dyskutowana i niektórzy autorzy zaliczaj¹je do platformy prekambryjskiej (J. Znosko red., 1998), tojednak z punktu widzenia wystêpowania wód zmineralizo-wanych i termalnych oraz czynników kszta³tuj¹cych cha-rakterystykê tych wód nale¿y uznaæ, ¿e ma ona wiêcejwspólnego z epiwaryscyjsk¹ platform¹ Polski po³udnio-wo-zachodniej. Osady permu, w szczególnoœci cechszty-nu, maj¹ tu znaczn¹, choæ malej¹c¹ ku pó³nocnemu wscho-dowi mi¹¿szoœæ. Rzadkie i s³abo zaznaczone s¹ te¿ przeja-wy tektoniki solnej. Do najbardziej na wschód wysuniê-tych mo¿na zapewne zaliczyæ ci¹g antyklin Pu³tuska, Na-talina i T³uszcza (W. Po¿aryski red., 1974). Jednak¿eg³êbokie dyslokacje, w szczególnoœci pod³u¿ne o kierun-ku NW–SE, charakterystyczne dla po³udniowo-zachod-niej czêœci synklinorium brze¿nego na odcinkach pomor-skim i warszawskim maj¹ niew¹tpliwy wp³yw na migra-cjê wód podziemnych. Mog¹ one tak¿e stanowiæ drogiascenzji roztworów zmineralizowanych obserwowanejw czêœci zachodniej niecki mazowieckiej (A. Maciosz-czykowa, 1979).

Bior¹c pod uwagê powy¿sze przes³anki, a tak¿e stano-wisko R. Dadleza red. (1998), wystêpowanie wód zmine-ralizowanych i termalnych w synklinorium brze¿nymomówiono w rozdziale poœwiêconym epiwaryscyjskiejplatformie zachodnioeuropejskiej. S¹ one pod ka¿dymwzglêdem bardziej zwi¹zane z osadami i tektonik¹ tejjednostki, ni¿ z kratonem wschodnioeuropejskim.

Jak ju¿ wspomniano w rozdziale 2.3, pó³nocno--wschodnia czêœæ Polski charakteryzuje siê stosunkowonisk¹ gêstoœci¹ ziemskiego strumienia cieplnego, któranie przekracza tu 60 mW/m2, zaœ na wielu obszarach, jakwyniesienie mazursko-suwalskie, wynosi 40 mW/m2,a nawet mniej (J. Szewczyk, 2004). W porównaniu z ob-szarem platformy zachodnioeuropejskiej czêœæ ta mo¿ebyæ okreœlana jako „ch³odna” i nierokuj¹ca wiêkszychnadziei na uzyskanie wód termalnych maj¹cych znacze-nie dla energetyki cieplnej. Brak tu tak¿e mi¹¿szych seriiwodonoœnych, porównywalnych z utworami liasu i kredydolnej w Polsce po³udniowo-zachodniej, gdzie stosunko-wo niskie temperatury wód podziemnych w tych utwo-rach mog¹ byæ kompensowane ich wysokimi ciœnieniamii nieporównywalnie wy¿szymi wydajnoœciami, mo¿liwy-mi do uzyskania z otworów wiertniczych.

Pomimo tych niekorzystnych prognoz, nale¿y podkreœ-liæ, ¿e wody termalne w Polsce pó³nocno-wschodnieji wschodniej jednak wystêpuj¹, chocia¿ ich temperaturyniewiele przekraczaj¹ 20°C – wartoœæ uprawniaj¹c¹ dou¿ycia takiego okreœlenia. Dotyczy to utworów pstrego pia-skowca obni¿enia peryba³tyckiego i czêœciowo wyniesienia£eby, gdzie nie s¹ dotychczas eksploatowane w uzdrowi-skach, ale gdzie istniej¹ interesuj¹ce mo¿liwoœci ich ujêciai wykorzystania do celów leczniczych i rekreacyjnych.

34

Prowincja platformy prekambryjskiej

Przyk³ady zostan¹ omówione w czêœci szczegó³owej niniej-szego rozdzia³u.

Za nieperspektywiczne pod wzglêdem mo¿liwoœci ujê-cia wód termalnych nale¿y uznaæ obszary p³ytkiego wy-stêpowania pod³o¿a krystalicznego utworów prekambru.Nale¿y do nich przede wszystkim wyniesienie mazur-sko-suwalskie i zr¹b S³awatycz. Wiêksze mo¿liwoœci podtym wzglêdem istniej¹ na obszarach obni-¿enia podlaskiego i nadbu¿añskiego.

Wody mineralne (o mineralizacji wy¿-szej ni¿ 1 g/dm3) typu Cl–Na wystêpuj¹ naca³ym omawianym obszarze na ró¿nychg³êbokoœciach (H. Jarz¹bek-Ga³¹zkowa, B.Wrotnowska, 1967; L. Bojarski, 1978). Wewschodniej czêœci obni¿enia peryba³tyc-kiego wynosz¹ one 200–500 m, na obsza-rze wyniesienia mazursko-suwalskiegoi obni¿enia podlaskiego ocenia siê je naoko³o 1000 m. Wyj¹tek stanowi¹ okoliceMielnika nad Bugiem, gdzie wody te wy-stêpuj¹ jeszcze w utworach kambru nag³êbokoœci oko³o 1360 m, a wodê silnie-zmineralizowan¹ (17 g/dm3) napotkanodopiero w ni¿szych ogniwach kambru nag³êbokoœci oko³o 1600 m (H. Jarz¹bek--Ga³¹zkowa, B. Wrotnowska, 1967). Naobszarze obni¿enia nadbu¿añskiego wodymineralne pojawiaj¹ siê na g³êbokoœcioko³o 500 m (H. Jarz¹bek-Ga³¹zkowa, B.Wrotnowska, 1967; A. Ró¿kowski, Z.Wilk red., 1989) – figury 4.1 i 4.2.

Na obszarze platformy prekambryj-skiej funkcjonuje na ogó³ prawid³owoœædotycz¹ca wzrostu mineralizacji wód pod-ziemnych wraz z g³êbokoœci¹. Wyj¹tekstanowi¹ niektóre strefy dyslokacyjne,gdzie mo¿na zaobserwowaæ zjawisko in-wersji hydrochemicznej. Bywa ono tak¿ezwi¹zane z wystêpowaniem cechsztyñ-skich soli kamiennych, jak ma to miejscew obni¿eniu peryba³tyckim (L. Bojarski,1978) – figury 4.1 i 4.2.

Wystêpowanie w wodzie fluoru, w iloœci powy¿ej 1,5mg/dm3, mo¿e stanowiæ podstawê do uznania jej za swo-ist¹ wodê lecznicz¹ (fluorkow¹). Rozleg³¹ anomaliê flu-orkow¹ w wodach podziemnych kredy i lokalnie czwar-torzêdu na obszarze ¯u³aw miêdzy Sobieszewem a Tcze-wem opisali B. Kozerski i in. (1987). Zawartoœæ jonu flu-orkowego w wodach kredy górnej zbli¿a siê tu miejscami

35

Wstêp

Fig. 4.1. Mapa g³êbokoœci wystêpowania wód s³odkich na obszarzeplatformy prekambryjskiej i po³udniowej czêœci synklinorium brze¿nego

(wg H. Jarz¹bek-Ga³¹zkowej, B. Wrotnowskiej, 1967)

do 6 mg/dm3 (Mieœcin). Stwierdzone w k¹pielisku mor-skim w Sobieszewie stê¿enie jonu fluorkowego w wodziepodziemnej z czwartorzêdu wynosi 2 mg/dm3, co mo¿e

stanowiæ dobr¹ podstawê do utworzenia tu w przysz³oœcioœrodka lecznictwa uzdrowiskowego, opartego na wyko-rzystaniu wód fluorkowych i wody morskiej.

4.2. Szczegó³owa charakterystyka wystêpowania wód zmineralizowanych

4.2.1. Wody uznane za lecznicze

Sopot (fig. 5.1, punkt 7). K¹pielisko morskie nad Za-tok¹ Gdañsk¹ wzbogaci³o siê w 1974 r. o ujêcie wody zmi-neralizowanej, uznanej nastêpnie za lecznicz¹. W otworzeSopot IG 1 na g³êbokoœci 800–833 m w utworach pstregopiaskowca obni¿enia peryba³tyckiego ujêto wodê typuCl–Na, J o mineralizacji 4,4% i temperaturze 16,5°C. Wy-dajnoœæ samowyp³ywu wynosi tu 44 m3/h. Woda wyko-rzystywana jest w zak³adzie przyrodoleczniczym.

Ustka (fig. 5.1, punkt 8). W k¹pielisku morskimpo³o¿onym w œrodkowej czêœci Wybrze¿a S³owiñskiego

przy ujœciu S³upi do Ba³tyku wykonano w 1979 r. otwórUstka IGH 1. Znajduje siê on na NW skraju wyniesienia£eby. Wodê mineraln¹ ujêto na g³êbokoœci 680–706 m wpiaskowcach i zlepieñcach permu dolnego. Jest to 3,3%woda Cl–Na, J, S o temperaturze 21°C. Jej zwierciad³ostatyczne stabilizowa³o siê niemal równo z powierzchni¹terenu (ok. 9 m n.p.m.). Wydajnoœæ eksploatacyjn¹ otwo-ru oceniono na oko³o 31,5 m3/h, przy depresji 17 m. Do-tychczas woda ta nie zosta³a wykorzystana.

36

Prowincja platformy prekambryjskiej

Fig. 4.2. Przekroje hydrogeochemiczne platformy wschodnioeuropejskiej(wg H. Jarz¹bek-Ga³¹zkowej, B. Wrotnowskiej, 1967) – lokalizacja na figurze 4.1

4.2.2. Inne wody zmineralizowane i/lub termalne o potencjalnymzastosowaniu leczniczym

Jastarnia. Odwiercony tu w 1974 r. otwór Hel IG 1znajduje siê na Mierzei Helskiej, na rzêdnej 1 m n.p.m.Wykonany w najdalej na NE wysuniêtej czêœci wyniesie-nia £eby osi¹gn¹³ g³êbokoœæ 3520 m, przy czym ostatnie35 m wiercono w gnejsach prekambru (A. Witkowskired., 1986). W utworach pstrego piaskowca wystêpu-j¹cych na g³êbokoœci 444–789 m wykonano perforacjerur w przelocie 560–528 m i przeprowadzono próbn¹ eks-ploatacjê. Uzyskano samowyp³yw wody typu Cl–Na, Jo mineralizacji 1,5%, której zwierciad³o stabilizowa³o siêna wysokoœci 12 m powy¿ej powierzchni terenu. Wydaj-noœæ samowyp³ywu wynosi³a 6,5 m3/h, przy depresji 9 m.

Jantar, Krynica Morska, Pas³êk. Wykonany w 1973r. otwór Gdañsk IG 1 znajduje siê u nasady Mierzei Wiœ-lanej. Osi¹gn¹³ on g³êbokoœæ 3530 m, przy czym ostatnie43 m g³êbiono w migmatytach prekambru (Z. Modliñskired., 1989). Jednym z celów wiercenia by³o zbadanie so-lonoœnych osadów cechsztynu obni¿enia peryba³tyckie-go. Wystêpowanie pstrego piaskowca stwierdzono nag³êbokoœci 872–1267 m, zaœ perforacjê rur wykonanow przelocie 887–948 m. Wydajnoœæ samowyp³ywu wy-nios³a 44 m3/h, przy depresji 12 m. Zwierciad³o wodyustabilizowa³o siê na wysokoœci 14,5 m powy¿ej po-wierzchni terenu (rzêdna ok. 16,5 m n.p.m.). Woda typuCl–Na, J o mineralizacji 5% mia³a temperaturê 22°C.

Wodê zbli¿onego typu stwierdzono tak¿e w utworachpstrego piaskowca œrodkowego w zlokalizowanym naMierzei Wiœlanej otworze Krynica Morska IG 1. Jej

zwierciad³o ustabilizowa³o siê oko³o 40 m powy¿ej po-ziomu terenu (Z. Modliñski red., 1989). Brak niestety in-formacji o temperaturze wody.

Wystêpowanie wody zmineralizowanej stwierdzonotak¿e w otworze Pas³êk IG 1, wykonanym w 1961 r. w od-leg³oœci 1 km na zachód od Pas³êka na wysokoœci 12 mn.p.m. (A. Szyperko-Œliwczyñska red., 1973). Wierceniezosta³o zatrzymane na g³êbokoœci 2850 m w utworachkambru œrodkowego. Z triasu dolnego, wystêpuj¹cego nag³êbokoœci 1090–1580 m (perforacja rur na g³êb. 1100–1111 m), uzyskano silny przyp³yw wody zmineralizowa-nej w iloœci 10,8 m3/h, której zwierciad³o ustabilizowa³osiê oko³o 20 m powy¿ej powierzchni terenu. By³a to wodatypu Cl–Na o mineralizacji oko³o 6%. Brak informacji o jejtemperaturze i zawartoœci jonu jodkowego.

Bartoszyce, Go³dap. W pó³nocno-wschodniej czêœciobni¿enia peryba³tyckiego stwierdzono wystêpowaniewód zmineralizowanych w szeregu g³êbokich otworówwiertniczych (J. Bojarska, L. Bojarski, 1968; W. Góreckired., 1990, 2006a). W otworze Bartoszyce IG 1 (47 mn.p.m.) uzyskano z utworów liasu wystêpuj¹cych nag³êbokoœci 695–620 m (przy perforacji rur na g³êbokoœci732–742 m) samowyp³yw wody typu Cl–Na o minerali-zacji 1,1%. Otwór Go³dap IG 1 zlokalizowany na rzêdnej132 m n.p.m. dostarczy³ z liasu, wystêpuj¹cego na g³êbo-koœci 635–670 m, i z górnego odcinka triasu dolnego wo-dê typu Cl–Na, której zwierciad³o ustabilizowa³o siê70 m poni¿ej powierzchni terenu.

37

Szczegó³owa charakterystyka wystêpowania wód zmineralizowanych

5. Prowincja platformy paleozoicznej

5.1. Zagadnienia ogólne

Omawiany obszar obejmuje jednostki tektoniczne plat-formy zachodnioeuropejskiej buduj¹ce pod³o¿e utworówkenozoicznych pó³nocno-zachodniej czêœci Ni¿u Polskie-go (fig. 5.1 – B). Na po³udniowy zachód od niego znajdujesiê blok przedsudecki, a na pó³nocny wschód – linia Teis-

seyre’a-Tornquista, stanowi¹ca umown¹ granicê miêdzyplatformami zachodnio- i wschodnioeuropejsk¹ (fig. 5.1 –A). Od po³udnia obszar ten graniczy z waryscyjskim zapa-dliskiem orogenicznym Górnego Œl¹ska, które stanowiczêœæ platformy paleozoicznej, ale ze wzglêdu na specyfi-

38


Fig. 5.1. Wody uznane za lecznicze oraz wody termalne wykorzystywane na obszarach platformowych Ni¿u Polskiegona tle mapy tektonicznej R. Dadleza i in. (1998)

A – platforma prekambryjska (wschodnioeuropejska), B – platforma paleozoiczna (zachodnioeuropejska); 1 – paleogen i neogen; 2 –

kreda; 3 – jura; 4 – struktury solne cechsztynu (barw¹ czerwon¹ oznaczono struktury solne przebijaj¹ce mezozoik czêœciowo lub

w ca³oœci); 5 – punkty wykorzystania wód leczniczych i termalnych, numer podany w tekœcie

kê budowy geologicznej i warunków hydrogeologicznychzosta³o omówione przez A. Ró¿kowskiego (rozdzia³5.2.1). Od po³udnia granic¹ platformy zachodnioeuropej-skiej jest zapadlisko przedkarpackie.

Jednostki tektoniczne platformy zachodnioeuropej-skiej przed³u¿aj¹ siê poza granicê pañstwow¹ na zacho-dzie i poza wybrze¿e Ba³tyku na pó³nocy. S¹ to od po³u-dniowego zachodu: monoklina przedsudecka i œl¹sko--krakowska, synklinorium szczeciñsko-³ódzko-mie-chowskie z odcinkami (synklinoriami): szczeciñskim,mogileñsko-³ódzkim i miechowskim, antyklinoriumœrodkowopolskie z odcinkami (antyklinoriami): pomor-skim, kujawskim i œwiêtokrzyskim oraz synklinorium

brze¿ne z odcinkami (synklinoriami): pomorskim, war-szawskim i lubelskim. W obrêbie synklinorium brze¿ne-go znajduje siê strefa TESZ (Trans-European Suture Zo-ne) stanowi¹ca (w szerokim sensie) granicê miêdzy plat-form¹ paleozoiczn¹ i prekambryjskim kratonem wschod-nioeuropejskim.

Utwory staropaleozoiczne omawianego obszaru wy-stêpuj¹ na znacznych g³êbokoœciach z wyj¹tkiem antykli-norium œwiêtokrzyskiego i zapadliska górnoœl¹skiego.W obrêbie pierwszej z tych struktur nie stwierdzono do-tychczas wystêpowania w starszym paleozoiku wódzmineralizowanych.

5.1.1. Wody zmineralizowane

Wody zmineralizowane g³ównie typu Cl–Na wystê-puj¹ praktycznie na ca³ym omawianym obszarze, przyczym zawartoœæ sk³adników sta³ych waha siê w nich od0,1% (minimum dla wód okreœlanych jako mineralne) doiloœci typowej dla wód przesyconych o mineralizacjiprzekraczaj¹cej 30% i charakteryzuj¹cych siê czêstosk³adem chemicznym typu Cl–Na–Ca. Wielk¹ rozpiêtoœæma te¿ ich zasiêg g³êbokoœciowy. W wielu miejscach po-jawiaj¹ siê na powierzchni, podczas gdy lokalnie mo¿nana nie trafiæ dopiero od g³êbokoœci 1000 m. Wp³yw ingre-sji morskich na zasolenie p³ytkich wód podziemnych nawybrze¿u Ba³tyku podkreœlili K. Burzyñski i in. (1999).

Powierzchniowe wystêpowanie wód zasolonych,w szczególnoœci na Kujawach, ziemi ³êczyckiej, w Wiel-kopolsce i na Pomorzu, znane by³o co najmniej od wczes-nego œredniowiecza, a oparte na nich warzelnie produko-wa³y sól czêsto na znaczn¹ skalê (Ko³obrzeg). Poszukiwa-nia soli prowadzone pocz¹tkowo w pobli¿u wyst¹pieñ tychwód da³y asumpt do wykonywania coraz g³êbszych wier-ceñ, z których niektóre doprowadzi³y do odkrycia wysa-dów solnych i rozwoju zwi¹zanego z nimi kopalnictwa so-li, jak np. w Inowroc³awiu (E. Windakiewicz (1926/1927).

Oko³o po³owy XIX w. rozpocz¹³ siê rozwój lecznictwaopartego na solankach. Zaczê³y one byæ wykorzystywane

w k¹pieliskach nadmorskich, jak Ko³obrzeg czy Œwinoujœ-cie, a tak¿e w miejscach od morza oddalonych, jak Ciecho-cinek.

Literatura dotycz¹ca wystêpowania i wykorzystaniazasolonych wód podziemnych jest ogromna. Pierwszepublikacje poruszaj¹ce tê problematykê pojawiaj¹ siêw pocz¹tku XVIII w. G. Rz¹czyñski (1742) wspomina owodach s³onych znanych w okolicach Ko³a, w S³onia-wach ko³o Szubina „…gdzie przez odgotowanie otrzy-muje siê sól…”, a tak¿e w Barcinie. G. Denso (1748) pi-sze o wystêpowaniu wód zasolonych w okolicach Kamie-nia Pomorskiego. W drugiej po³owie XVIII w. pojawiaj¹siê liczne prace dotycz¹ce zasolenia wód na Pomorzu Za-chodnim. Omówi³ je szczegó³owo J. Dowgia³³o (1965).Wœród autorów pisz¹cych na temat wystêpowania i wy-korzystania solanek na Kujawach, w ziemi ³êczyckiej i wWielkopolsce w XIX w. nale¿y wymieniæ S. Staszica(1815), G.G. Puscha (1836) oraz J. Samsonowicza(1928a). G.G. Pusch (op. cit.) zwraca uwagê na pasmowycieków wody zasolonej przebiegaj¹ce w przybli¿eniupo³udnikowo od Parzêczewa na po³udnie od £êczycy po-przez Lubraniec, Kowal i inne miejscowoœci a¿ po okoli-ce Raci¹¿ka, Ciechocinka i Torunia. Wymienia te¿ szeregpunktów, w których warzono sól. Informuje ponadto

39

Zagadnienia ogólne

o powierzchniowym i p³ytkim wystêpowaniu wód zaso-lonych w rejonach Obornik i Pyzdr w Wielkopolsce. In-formacje te zosta³y potwierdzone w nowszej literaturze(A. S. Kleczkowski, 1966), a w przypadku Wielkopolskirozszerzone na okolice Stêszewa i Koœciana (J. Górski,1989).

Wiek XX, a w szczególnoœci jego druga po³owa, by³okresem intensywnego rozpoznania kraju z zastosowa-niem badañ geofizycznych i g³êbokich otworów wiertni-czych. Prace te pozwoli³y zgromadziæ ogromny materia³na temat wód zmineralizowanych i termalnych omawia-nego obszaru, owocuj¹cy bardzo licznymi publikacjami.Wœród nich szczególn¹ rolê odgrywaj¹ opracowania syn-tetyczne, jak mapy i atlasy. Mo¿na tu wymieniæ prace ta-kich autorów jak: A. S. Kleczkowski (1966), J. Dowgia³³ored. (1974), S. Turek red. (1977), W. Górecki red. (1995),L. Bojarski red. (1996) oraz B. Paczyñski i Z. P³ochniew-ski (1996). Pierwszym syntetycznym opracowaniem re-gionalnym zasolenia wód podziemnych jest praca T.Agopsowicz i Z. Pazdry (1964). Wœród póŸniejszychznajduj¹ siê m.in. prace J. Dowgia³³y (1969a), W. Weila(1981) oraz L. Bojarskiego i A. Sadurskiego (2000).

Pomimo dobrego rozpoznania wód zmineralizowa-nych wystêpuj¹cych w utworach kenozoicznych orazw kompleksie cechsztyñsko-mezozoicznym platformyzachodnioeuropejskiej, istnieje szereg problemów ocze-kuj¹cych na rozwi¹zanie. Wœród nich trzeba wymieniæzagadnienie genezy wód szczególnie o wysokiej minera-lizacji oraz problem wysokich ciœnieñ, pod jakimi siê nie-kiedy znajduj¹ i które nie zawsze mo¿na wyt³umaczyæciœnieniem s³upa wód infiltruj¹cych w obszarach morfo-logicznie wyniesionych. Próby wyjaœnienia pierwszegoz tych zagadnieñ, uwzglêdniaj¹ce m.in. wyniki oznaczeñ

izotopowych w wodzie i jej sk³adnikach oraz oznaczeniagazów szlachetnych, nie doprowadzi³y jak dotychczas dojednoznacznego rozstrzygniêcia. Najprawdopodobniejjednak mamy tu do czynienia z roztworami poligenetycz-nymi, w sk³ad których wchodz¹ reliktowe wody morskieoraz wody infiltracyjne ró¿nych okresów, w tym tak¿eprzedczwartorzêdowych.

Zagadnienie ciœnieñ powoduj¹cych samowyp³ywywód zmineralizowanych w wierceniach lub powstawanienaturalnych wysiêków tych wód dla znacznych obszarówmo¿e byæ wyjaœnione hipsometri¹ stref zasilania. Doty-czy to np. Pomorza miêdzy Ba³tykiem a dolin¹ Noteci,o czym bêdzie mowa w czêœci szczegó³owej. Ascenzjawód zasolonych z mezozoiku do kenozoiku (por. np. A.Macioszczykowa, 1979) i sporadyczne pojawianie siê ichna powierzchni s¹ niew¹tpliwie w du¿ej liczbie przypad-ków spowodowane naporem hydraulicznym wód w ob-szarach infiltracji. W niektórych rejonach takie wyjaœnie-nie nie jest jednak do koñca przekonuj¹ce, poniewa¿ nie³atwo znaleŸæ strefy infiltracji po³o¿one wystarczaj¹cowysoko. Wy¿sze od hydrostatycznych ciœnienia pojawiaj¹siê przede wszystkim w utworach permu (L. Bojarski i in.,1977), co siê wi¹¿e m.in. z wystêpowaniem wód w struktu-rach zamkniêtych i brakiem ich odnawialnoœci. Nie doty-czy to jednak wód w m³odszym mezozoiku, w których zja-wisko ciœnieñ wy¿szych od hydrostatycznych tak¿e wystê-puje, choæ jest rzadkie. Tam, gdzie ascenzja zasolenia jesttrudna do wyt³umaczenia czynnikami hydrodynamiczny-mi, trzeba szukaæ innych przyczyn. Jedn¹ z nich mo¿e byædyfuzyjny transport rozpuszczonych sk³adników wodypodziemnej w niektórych strefach nieci¹g³oœci tektonicz-nych przewodz¹cych wodê.

5.1.2. Wody termalne

Omawiana w niniejszym rozdziale „ciep³a” czêœæNi¿u Polskiego jest pod wzglêdem gêstoœci ziemskie-go strumienia cieplnego (Q) uprzywilejowana w sto-sunku do „ch³odnej” czêœci pó³nocno-wschodniej. Zagranicê miêdzy tymi obszarami mo¿na przyj¹æ izaryt-

mê Q = 65 mW/m2. Przebiega ona od wyniesienia£eby ku SW, wchodz¹c na obszar antyklinorium po-morskiego, i w przybli¿eniu wzd³u¿ synklinoriumbrze¿nego i TESZ omija od wschodu Góry Œwiêto-krzyskie (J. Szewczyk, 2004).

40


Na obszarze „ciep³ym” na szczególn¹ uwagê zas³ugujeprzebieg izarytmy Q = 85 mW/m2. Ogranicza ona paso kierunku zbli¿onym do równole¿nikowego pomiêdzyS³ubicami, Gubinem i ¯orami na zachodzie, ograniczonyod pó³nocy równole¿nikami Gorzowa Wlkp. i Poznania,od po³udnia zaœ równole¿nikiem Wroc³awia i Legnicy.W obrêbie tego obszaru znajduj¹ siê trzy rekordowe dlaPolski, choæ dalekie od rekordów œwiatowych, anomaliegeotermiczne: Zielonej Góry, Leszna i Poznania. W obrê-bie ich umownego konturu, jaki stanowi izarytma Q = 95mW/m2, znajduj¹ siê punkty, w których gêstoœæ ziem-skiego strumienia cieplnego przewy¿sza tê wartoœæ.

Na pytanie, czy wartoœæ Q decyduje o wystêpowaniuna danym obszarze wód podziemnych o wysokiej tempe-raturze w iloœciach pozwalaj¹cych na ich op³acalne wy-korzystanie do produkcji energii cieplnej, nie mo¿na od-powiedzieæ jednoznacznie twierdz¹co. Wysoka wartoœæQ jest bowiem tylko jednym z wa¿nych czynników sprzy-jaj¹cych wystêpowaniu takich wód. Ma ona wp³yw nawysokoœæ gradientu geotermicznego, decyduj¹cegoo g³êbokoœci wierceñ niezbêdnej do uzyskania wód ter-malnych. Do innych wa¿nych czynników nale¿y obec-noœæ mi¹¿szych warstw wodonoœnych o znacznej wodo-przepuszczalnoœci. Jak wykazano w syntetycznym opra-cowaniu (W. Górecki red., 1995), istotne z punktu widze-nia gospodarki zasoby energii cieplnej wystêpuj¹ w wo-dach zbiorników dolnokredowych i liasowych w obrêbiesynklinorium szczeciñskiego i mogileñsko-³ódzkiegooraz brze¿nego, a wiêc poza strefami dodatnich anomaliigêstoœci ziemskiego strumienia cieplnego. Zasilanie tychzbiorników nastêpuje m.in. na podkenozoicznych wy-chodniach kredy i liasu (np. W. Malicki, A. Szczepañski,1991).

Wspomniane wy¿ej anomalie Zielonej Góry, Lesznai Poznania znajduj¹ siê w ca³oœci lub czêœciowo (anoma-lia Poznania) na obszarze monokliny przedsudeckiej.Jednostka ta charakteryzuje siê malej¹c¹ ku SWmi¹¿szoœci¹ utworów mezozoicznych, a nastêpnie ichbrakiem, co nie sprzyja ani wystêpowaniu znacznych ilo-

œci wody termalnej w porowatych seriach wodonoœnych,ani te¿ jej niskiej mineralizacji, po¿¹danej z punktu wi-dzenia energetyki cieplnej. Wysoka mineralizacja tychwód wi¹¿e siê z rozpuszczaniem NaCl i CaSO4 obecnychw osadach cechsztynu i pstrego piaskowca. Sytuacja po-prawia siê w kierunku NE, czego przyk³adem s¹ np. wy-niki wierceñ wykonanych w Koszutach ko³o Œrody Wlkp.

Wody termalne (o temperaturze co najmniej 20°C)mo¿na napotkaæ na omawianym obszarze w utworachmezozoiku pod warunkiem, ¿e g³êbokoœæ wystêpowaniatych utworów jest wystarczaj¹co du¿a dla uzyskaniaprzez wodê temperatur wynikaj¹cych z gradientu geo-termicznego. Zazwyczaj jest to g³êbokoœæ zbli¿ona do1000 m. Mniejsze g³êbokoœci wystêpowania takich wód(np. Ozorków ko³o £odzi) zwi¹zane s¹ z obecnoœci¹ dys-lokacji umo¿liwiaj¹cych ich migracjê ku powierzchni.

Szczególn¹ rolê w dystrybucji gêstoœci ziemskiegostrumienia cieplnego odgrywaj¹ liczne na omawianymobszarze struktury solne. W wyniku wysokiego przewod-nictwa cieplnego soli, gêstoœæ ta w pobli¿u wysadów sol-nych jest lokalnie podwy¿szona, co wp³ywa na wzrostgradientów geotermicznych obserwowanych w wierce-niach (W. Bujakowski red., 2003).

Optymistyczne prognozy, dotycz¹ce mo¿liwoœci wy-korzystania wód termalnych w energetyce cieplnej, s¹niekiedy oparte na w¹t³ych podstawach. Jak podkreœla J.Kapuœciñski (1997), o odnawialnoœci zasobów energiigeotermicznej mo¿emy mówiæ jedynie w przypadku za-chowania równowagi hydrodynamicznej miêdzy pobo-rem wody a zasilaniem zbiornika. Szacunki zasobówenergii, bazuj¹ce na zawartoœci wody w skale, oparte nageofizycznej ocenie porowatoœci (por. J. Soko³owski,1993), s¹ czêsto zawy¿one (S. Ostaficzuk, 1996). Zak³a-da siê w nich nieograniczon¹ mo¿liwoœæ wydobycia tejwody bez uwzglêdnienia warunków przyrodniczych(odnawialnoœæ wód, ods¹czalnoœæ ska³ wodonoœnych)czy technicznych (koniecznoœæ instalowania pompg³êbinowych na znacznych niekiedy g³êbokoœciach).

41

Zagadnienia ogólne

5.2. Szczegó³owa charakterystyka wystêpowania wód zmineralizowanych

5.2.1. Zapadlisko górnoœl¹skie

Zagadnienia ogólne

Waryscyjskie zapadlisko górnoœl¹skie w ujêciu J. Zno-ski (1996) stanowi jedn¹ z po³udniowych struktur geolo-gicznych platformy paleozoicznej. Mieœci siê w ramachskonsolidowanego prekambryjskiego pod³o¿a masywuokreœlonego przez A. Kotasa (1985) nazw¹ Bruni i Górne-go Œl¹ska, natomiast przez Z. Bu³ê i J. ¯abê (2005) mia-nem Brunovistulicum. Masyw ten jest ograniczony od NEstref¹ uskokow¹ Kraków–Lubliniec, od WNW masywemczeskim, zaœ od po³udnia perypieniñsk¹ stref¹ uskokow¹(Z. Bu³a, J. ¯aba, 2005). W ramach masywu Bruni i Gór-nego Œl¹ska wydziela siê morawsko-œl¹sk¹ strefê fa³dow¹,

waryscyjskie zapadlisko Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wê-glowego oraz na po³udniu wychodnie krystalicznegopod³o¿a opisywanego masywu (fig. 5.2). Masyw pod-³o¿a krystalicznego dzieli siê na dwa podstawowe bloki:blok górnoœl¹ski, po³o¿ony g³ównie na terenie naszegokraju, i blok Bruni le¿¹cy na terenie Czech. Granica miê-dzy blokami biegnie wzd³u¿ strefy uskokowej Hany (fig.5.2).

W bloku górnoœl¹skim na utworach dolnego paleozo-iku le¿¹ utwory waryscyjskiego piêtra strukturalnego,formuj¹ce siê w zasiêgu tworz¹cego siê zapadliska przed-górskiego masywu czeskiego. Wykszta³cone s¹ jako ska-³y formacji dewoñskiej, reprezentowane w czêœci zacho-

42


Fig. 5.2. Szkic geologiczny bloku Bruni–Górnego Œl¹ska;sytuacja geologiczna uproszczona wed³ug A. Kotasa (1985) i Z. Bu³y, J. ¯aby (2005)

dniej przez utwory wulkaniczno-klastyczne, zaœ w czêœcipo³udniowej i wschodniej przez utwory wêglanowe.

Dolne ogniwa karbonu rozwiniête s¹ szeroko w moraw-sko-œl¹skiej strefie fa³dowej jako geosynklinalne utworyfliszopodobne kulmu. Od dolnego namuru po najwy¿szywestfal w czêœci wschodniej bloku górnoœl¹skiego two-rzy³y siê molasowe utwory wêglonoœne formuj¹ce Górno-œl¹skie Zag³êbie Wêglowe (fig. 5.2). Utwory permu, wy-stêpuj¹ce w NE czêœci bloku górnoœl¹skiego, stanowi¹najm³odsze ogniwo waryscyjskiego piêtra strukturalnego.

Niezgodnie na sfa³dowanych utworach paleozoicz-nych zalegaj¹ utwory alpejskiego piêtra strukturalnegoosi¹gaj¹ce zró¿nicowan¹ mi¹¿szoœæ, nale¿¹ce do mezo-zoiku i kenozoiku. Utwory mezozoiczne, podobnie jak

paleogeñskie i neogeñskie, nie pokrywaj¹ zwartym p³asz-czem ska³ paleozoicznych.

W profilu geologicznym zapadliska waryscyjskiegoGórnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego wystêpuj¹ utworyod prekambru do czwartorzêdu w³¹cznie, zró¿nicowanelitologicznie o mi¹¿szoœci do 8000 m. Zag³êbie o po-wierzchni 7500 km2 uformowa³o siê w czasie orogenezywaryscyjskiej, a przebudowane zosta³o w okresie oroge-nezy alpejskiej. Przewa¿aj¹ca czêœæ obszaru zag³êbiaznajduje siê w zasiêgu zapadliska przedkarpackiego, wy-pe³nionego molasowymi utworami neogenu, a fragmen-tarycznie le¿y pod nasuniêciem Karpat fliszowych (fig.5.3). Pó³nocno-wschodnia czêœæ zag³êbia jest usytuowa-na w zasiêgu pokrywy platformowej, zbudowanej z osa-

43


Fig. 5.3. Pozycja Górnoœl¹skiego Za-g³êbia Wêglowego na tle jednostek al-pejskiego kompleksu strukturalnego (wgA. Kotasa, 1985)

1 – granica GZW; 2 – pliocen pokrywy plat-

formy paleozoicznej; 3 – miocen zapadliska

przedkarpackiego; 4 – mezozoik i kenozoik

Karpat zewnêtrznych: A – p³aszczowina

œl¹ska, podœl¹ska i przedmagurska, B –

p³aszczowina magurska, mezozoik pokry-

wy platformy paleozoicznej; 5 – kreda; 6 –

jura; 7 – trias; 8 – m³odszy paleozoik plat-

formy paleozoicznej

dów mezozoicznych, w której jurajskie i triasowe utworytworz¹ po³udniowe skrzyd³o monokliny œl¹sko-krakow-skiej. Wystêpuj¹ce tu wychodnie utworów karbonu pro-duktywnego s¹ zaœ elementem m³odszego paleozoiku co-ko³u plaformy paleozoicznej (fig. 5.3). U³o¿enie, nastêp-stwo oraz mi¹¿szoœci warstw w profilu geologicznymzag³êbia ilustruje przekrój geologiczny (fig. 5.4).

Górnoœl¹skie Zag³êbie Wêglowe, zgodnie z hydrogeo-logicznym ogólnym podzia³em regionalnym Polski B.Paczyñskiego (1980), mieœci siê w zasiêgu prowincjiplatformy œrodkowoeuropejskiej, w regionie basenu nie-miecko-polskiego. Zag³êbie, zwane przez autora wspo-mnianej regionalizacji „basenem górnoœl¹skim”, stanowijednostkê hydrogeologiczn¹ ni¿szego rzêdu w podregio-nie basenu po³udniowego. W ujêciu A. Ró¿kowskiego(1995) jednostka hydrogeologiczna basenu górnoœl¹skie-go ma rangê lokalnego regionu, zwanego przez tego auto-ra regionem górnoœl¹skim.

Dla regionu górnoœl¹skiego charakterystyczna jestobecnoœæ ró¿nowiekowych piêter wodonoœnych, odczwartorzêdu po kambr w³¹cznie, z wystêpuj¹cymi

w ich profilu kompleksami i poziomami wodonoœnymi.Piêtra wodonoœne s¹ poprzedzielane izoluj¹cymi utwo-rami, s³abo przepuszczalnymi lub praktycznie nieprze-puszczalnymi, o randze kompleksów lub poziomów.

W zasiêgu zag³êbia górnoœl¹skiego zosta³y wydzielo-ne dwa subregiony hydrogeologiczne: pó³nocno-wschod-ni (I) i po³udniowo-zachodni (II), o zró¿nicowanej budo-wie geologicznej i warunkach hydrogeologicznych. Sub-region pó³nocno-wschodni (I) obejmuje swym zasiêgiemdwie alpejskie struktury tektoniczne: monoklinê œl¹sko--krakowsk¹ oraz cokó³ platformy waryscyjskiej. W obrê-bie regionu górnoœl¹skiego wystêpuje tylko po³udniowaczêœæ monokliny œl¹sko-krakowskiej. Wodonoœne utwo-ry triasu spoczywaj¹ bezpoœrednio na utworach karbonu,lokalnie permu. Miejscami s¹ przykryte wodonoœnymiutworami jury, zaœ na ca³ej powierzchni swego wystêpo-wania wodonoœnymi osadami czwartorzêdu.

Cokó³ platformy waryscyjskiej jest zbudowany z ut-worów karbonu górnego przykrytych czwartorzêdem.Podwy¿szon¹ wodonoœnoœci¹ charakteryzuj¹ siê utworyczwartorzêdu i stropowe ogniwa karbonu.

44


Fig. 5.4. Przekrój geologiczny przez Górnoœl¹skie Zag³êbie Wêglowe (uproszczony wg A. Kotasa, 1985)

Subregion po³udniowo-zachodni (II) le¿y w zasiêgualpejskich struktur zapadliskowych, ci¹gn¹cych siê odKarpat na po³udniu po Gliwice na pó³nocnym zachodzie.Zapadlisko przedkarpackie wype³nia gruby kompleks ila-stych utworów neogenu o mi¹¿szoœci dochodz¹cej do1100 m, spoczywaj¹cych g³ównie na utworach karbonu.

Zgodnie z klasyfikacj¹ E.W. Pinnekera (1983), basensedymentacyjny zag³êbia górnoœl¹skiego nale¿y zaliczyædo starych waryscyjskich basenów artezyjskich, w któ-rych dominuj¹ grawitacyjne systemy przep³ywu. Wynikidotychczasowych badañ wskazuj¹, i¿ w g³êbokim base-nie sedymentacyjnym karbonu produktywnego ruch wódodbywa siê g³ównie pod wp³ywem ciœnieñ hydrostatycz-nych i przejœciowych do geostatycznych. Przypuszczal-nie mo¿e byæ te¿ wywo³any procesami dyfuzji, konwek-cji czy te¿ osmozy. Wystêpuj¹ce w zapadlisku górno-œl¹skim systemy przep³ywu s¹ g³ównym noœnikiem cie-p³a i materii wewn¹trz tego basenu.

Znajduj¹ce siê w subregionie pó³nocno-wschodnim (I)czwartorzêdowe i mezozoiczne poziomy wodonoœne s¹po³¹czone hydraulicznie z paleozoicznymi poziomamiwodonoœnymi. Ze wzglêdu na elewacyjne po³o¿enie sub-regionu oraz wystêpuj¹ce tu kontakty hydrauliczne miê-dzy poziomami wodonoœnymi kenozoiku, mezozoikui paleozoiku, obszar ten nale¿y uznaæ za regionaln¹ strefêzasilania karboñskich poziomów wodonoœnych (A. Ró¿-kowski red., 2004).

Zapadlisko przedkarpackie stanowi obszar kszta³to-wania siê wysokich ciœnieñ wód w paleozoicznych pozio-mach wodonoœnych. Zasilanie poziomów karboñskichw pó³nocnej czêœci opisywanej struktury i w zasiêguokien erozyjnych w ilastych utworach neogenu jest wy-³¹cznie lokalne.

Podstawê drena¿u g³êbokich systemów kr¹¿enia stano-wi¹ wyrobiska górnicze kopalñ wêgla kamiennego, siê-gaj¹ce lokalnie 1200 m, oraz regionalne strefy dyslokacji.Lokalne systemy przep³ywu s¹ drenowane przez dolinyrzeczne, wyrobiska górnicze kopalñ rud Zn–Pb, surowcówskalnych i wêgla kamiennego oraz ujêcia studzienne.

Wody mineralne

W profilu hydrogeologicznym zag³êbia uwidacznia siêwyraŸna strefowoœæ hydrodynamiczna i hydrochemicz-

na. Kszta³tuje siê ona pod wp³ywem oddzia³ywania czyn-ników geogenicznych i antropogenicznych, a ulega prze-obra¿eniu g³ównie na skutek aktywnego drena¿u góro-tworu wyrobiskami górniczymi kopalñ (A. Ró¿kowskired., 2004). Obserwuje siê ogóln¹ tendencjê wzrostu mi-neralizacji wód z g³êbokoœci¹, niezale¿nie od wieku ut-worów, oraz zmiany sk³adu jonowego wód zgodnie z se-kwencj¹: HCO3�S�4�Cl. Badania sk³adu izotopowegowód wykaza³y, i¿ obok wspó³czesnych wód infiltracyj-nych wystêpuj¹ wody reliktowe, g³ównie paleoinfiltra-cyjne ró¿nych cykli hydrogeologicznych (A. Ró¿kowski,K. Przew³ocki, 1987; I. Pluta, A. Zuber, 1995).

Wody zwyk³e strefy aktywnej wymiany wystêpuj¹w zasiêgu ca³ego I subregionu hydrogeologicznegow utworach kenozoiku, mezozoiku i w stropowych ogni-wach paleozoiku. W subregionie II obecnoœæ wód strefyaktywnej wymiany obserwuje siê w utworach czwarto-rzêdu, lokalnie neogenu i karbonu w obszarze okien hy-drogeologicznych. Strefa wód infiltracyjnych w warun-kach naturalnych mo¿e siêgaæ oko³o 250 m, ulegaj¹c lo-kalnie pog³êbieniu w rejonach eksploatacji górniczej.

Wody mineralne wystêpuj¹ w strefie utrudnionej wy-miany i w strefie stagnacji hydrodynamicznej. Ich obec-noœæ stwierdzono w utworach neogenu, karbonu, dewonui kambru (A. Ró¿kowski, 2005). W strefie utrudnionejwymiany wystêpuj¹ wody mineralne do solanek w³¹cz-nie, g³ównie typu Cl–SO4–Na oraz Cl–Na. Dolna granicawspomnianej strefy siêga g³êbokoœci 650 m w I subregio-nie hydrogeologicznym oraz do oko³o 240 m w subregio-nie II. W strefie stagnacji hydrodynamicznej, w sp¹go-wych ogniwach neogenu oraz w utworach paleozoicz-nych, wystêpuj¹ reliktowe solanki. S¹ to wody typuCl–Na i Cl–Na–Ca, o mineralizacji od kilkudziesiêciu do372 g/dm3.

W II subregionie hydrogeologicznym, w kompleksieska³ ilasto-mu³kowych neogenu wystêpuj¹ wody g³ównietypu Cl–Na, których mineralizacja wzrasta z g³êbokoœci¹w granicach od kilku do 105 g/dm3. Anomalnie podwy¿-szon¹ mineralizacjê wód wynosz¹c¹ 220 g/dm3 zanotowa-no w s¹siedztwie mioceñskiego z³o¿a soli w rowie Zawa-dy. Podwy¿szone stê¿enia siarczanów w wodach mineral-nych zaobserwowano w zasiêgu zapadliska bojkow-sko-wielopolskiego, rowu Zawady i garbu Rybnika w wa-

45


runkach wystêpowania serii osadów chemicznych w profi-lu geologicznym utworów neogenu (A. Ró¿kowski, 1971).

W utworach karbonu produktywnego wody s³aboi œrednio zmineralizowane s¹ wodami wielojonowymiprzechodz¹cymi ze wzrostem mineralizacji w wody ty-pu Cl–Na. Wody silniej zmineralizowane i solanki,o mineralizacji dochodz¹cej do 372 g/dm3, s¹ wodamitypu Cl–Na i Cl–Na–Ca. Obserwuje siê proces obni¿a-nia siê pierwotnie wysokiej mineralizacji solanek w za-siêgu obszarów górniczych na skutek mieszania siê wódo zró¿nicowanym zasoleniu oraz wprowadzeniu do wy-robisk górniczych wód technologicznych (A. Ró¿kow-ski red., 2004).

Sk³ad chemiczny wód podziemnych wystêpuj¹cychw serii wêglanowej karbonu dolnego oraz dewonu górne-go i œrodkowego zosta³ rozpoznany punktowo. Stwierdzo-no, i¿ s¹ to solanki typu Cl–Na oraz Cl–Na–Ca o minerali-zacji wzrastaj¹cej z g³êbokoœci¹ w granicach od 116 do222 g/dm3. S¹ to wody silnie zdiagenezowane, wystê-puj¹ce w œrodowisku redukcyjnym. Podobnymi parame-trami hydrochemicznymi charakteryzuj¹ siê solanki opró-bowane z utworów serii terygenicznej dolnego dewonuoraz kambru.

Wody potencjalnie lecznicze

Zgodnie z klasyfikacj¹ B. Paczyñskiego i Z. P³och-

niewskiego (1996), dotycz¹c¹ wód mineralnych i leczni-

czych Polski, opisywana struktura zapadliska górno-

œl¹skiego po³o¿ona jest w zasiêgu: górnoœl¹skiego regio-

nu BV prowincji platformy paleozoicznej (B) oraz w sub-

regionie DI.1 regionu DI zapadliska przedkarpackiego.

W zwi¹zku z tym opis ujmowanych wód leczniczych zo-

sta³ dokonany w ramach wspomnianych jednostek struk-

turalnych. Warunki wystêpowania wód potencjalnie lecz-

niczych na obszarze waryscyjskiego zapadliska górno-

œl¹skiego, na podstawie danych zawartych w pracach

A. Ró¿kowskiego i in. (1985), K. Labusa (2003) oraz A.

Ró¿kowskiego red. (2004), przedstawione s¹ w niniejszej

pracy. Kryteria wydzielania wód potencjalnie leczni-

czych oraz ich nazewnictwo zosta³y przyjête na podsta-

wie normy BN-90/9560-05.

Wody swoiste o w³asnoœciach leczniczych w strefieutrudnionej wymiany i w strefie stagnacji wystêpuj¹ naca³ym obszarze zapadliska górnoœl¹skiego w utworachneogenu i paleozoiku, lokalnie równie¿ w strefie aktyw-nej wymiany w utworach triasu.

W utworach neogenu istniej¹ potencjalne mo¿liwoœci

ujêcia swoistych zmineralizowanych wód jodowo-bro-

mowych oraz wód siarczkowych. Wystêpowanie wód

siarczkowych o kilkugramowej mineralizacji jest zwi¹za-

ne z seri¹ osadów chemicznych. Maksymaln¹ wodonoœ-

noœæ obserwuje siê na wychodniach serii, gdzie stopieñ

spêkania i skawernowania ska³ wzrasta. Uzyskiwane wy-

dajnoœci z pojedynczych studni s¹ zmienne od 0,6 do 61

m3/h, zaœ wydatki jednostkowe od 0,4 do 6,7 m3/h m. Wo-

dy siarczkowe ujmowane by³y dla celów leczniczych

z pocz¹tkiem ubieg³ego wieku w uzdrowisku Kokoszy-

ce–Zawodzie ko³o Rybnika.

Optymalne perspektywy ujêcia solanek jodkowo-

-bromkowych wystêpuj¹ w zasiêgu zapadliska przedkar-

packiego. S¹ one zwi¹zane z utworami warstw dêbowiec-

kich oraz piaszczysto-mu³kowymi poziomami dolnego

badenu. Warstwy dêbowieckie prowadz¹ wody o minera-

lizacji 45–98 g/dm3, charakteryzuj¹ce siê zawartoœci¹ jo-

du w granicach od 7,5 do 87,5 mg/dm3 oraz bromu od 47

do 668,5 mg/dm3. Wydatki z pojedynczych otworów s¹

zmienne w granicach od kilku do kilkunastu m3/h, przy

kilkudziesiêciometrowych depresjach.

Wodonoœnoœæ kompleksów mu³kowo-piaszczystych

badenu jest zmienna w przedziale od 0,1 do 18 m3/h, przy

kilkudziesiêciometrowych depresjach. Mineralizacja wód

waha siê od 1 do 100 g/dm3. Zawartoœci jodu w wodach s¹

zmienne od 25 do 144 mg/dm3, zaœ bromu siêgaj¹ 300

mg/dm3. Obserwacje K. Koniora (1967) wykaza³y, i¿ mak-

symalne stê¿enia jodu w neogeñskich solankach notowa-

ne s¹ w rejonie Zab³ocia i Dêbowca.W zasiêgu triasowej jednostki hydrogeologicznej Lu-

bliniec–Myszków w okolicach Lubliñca w utworach wa-pienia muszlowego stwierdzono niskozmineralizowaneswoiste wody fluorkowe (G. N. Kotlicka, S. Kotlicki,1975). Wody typu HCO3–SO4–Ca–Mg, o mineralizacjioko³o 0,5 g/dm3, charakteryzowa³y siê stê¿eniami fluoruod 1,9 do 2,0 mg/dm3. Wydajnoœci studni s¹ wysokie,

46


rzêdu kilkudziesiêciu m3/h, przy kilkunastometrowejdepresji.

W utworach karbonu produktywnego wystêpuj¹ wy-sokozmineralizowane wody swoiste jodkowo-bromko-we. Mineralizacja ich jest zmienna w przedziale od kilku-nastu do 250 g/dm3. Wody te maj¹ znacz¹ce stê¿eniask³adników swoistych: jodu, bromu, fluoru i boru. Œred-nie ich stê¿enia wynosz¹ odpowiednio: 10,4; 83,4; 1,7i 14,0 mg/dm3. Solanki z utworów karbonu maj¹ podwy¿-szon¹ promieniotwórczoœæ. Charakterystyczne wydajnoœ-ci otworów s¹ rzêdu od kilku do kilkunastu m3/h, przy kil-kudziesiêciometrowych depresjach.

Równie¿ w utworach serii wêglanowej dolnego karbo-nu oraz dewonu górnego i œrodkowego, a tak¿e w grubo-klastycznych utworach dewonu dolnego i kambru stwier-dzono wysokozmineralizowane swoiste wody jodkowo--bromkowe, o mineralizacji rzêdu stukilkudziesiêciug/dm3. Solanki te charakteryzuj¹ siê podwy¿szonymi stê-¿eniami jodu, bromu i ¿elaza. Zawartoœci bromków mie-szcz¹ siê w przedziale od 127 do 586 mg/dm3, zaœ jodkówod 3 do 48 mg/dm3.

Wody termalne

Badania M. Karwasieckiej (1980) oraz M. Plewy(1990) wykaza³y podwy¿szony œredni stopieñ geotermi-czny w zapadlisku górnoœl¹skim (3,15°C/100 m) w sto-sunku do notowanego dla ca³ej platformy waryscyjskiej(2,8°C/100 m). Pole cieplne w górotworze basenu górno-œl¹skiego rozpoznane zosta³o punktowo do maksymalnejg³êbokoœci oko³o 3000 m. Analizuj¹c mapy geotermiczne(M. Karwasiecka, 1996; Z. Ma³olepszy, 2000), nale¿yprzyj¹æ, i¿ strop wystêpowania wód termalnych (tempe-ratura powy¿ej 20°C) w zapadlisku górnoœl¹skim znajdu-je siê w przybli¿eniu na g³êbokoœci od oko³o 700 m nawschodzie do oko³o 400 m na zachodzie. Na g³êbokoœ-ciach 1000, 2000 i 3000 m temperatury górotworu kszta³-tuj¹ siê odpowiednio, w przybli¿eniu, od 26 do 48, oko³o75, oko³o 90°C i wy¿szej (A. Ró¿kowski, 1996). Pomie-rzona maksymalna temperatura wód wynosz¹ca 100,5°Czanotowana zosta³a w otworze Gocza³kowice IG 1 nag³êbokoœci oko³o 3000 m w utworach dewonu. Stwier-dzono œcis³y zwi¹zek temperatur wód z budow¹ geolo-giczn¹ zag³êbia.

Zró¿nicowanie pionowych gradientów temperaturywód w zbiorniku jest spowodowane zmianami w³aœci-woœci fizycznych ska³, warunków przykrycia zbiornikaoraz po³o¿enia w systemie przep³ywu w ró¿nych czêœ-ciach zapadliska. Wysokie temperatury i gradienty geo-termiczne notuje siê w czêœci zachodniej zag³êbia w ob-szarach p³ytszego wystêpowania Ÿróde³ termicznych.Stwierdzono równie¿ wyraŸny zwi¹zek tektoniki z obser-wowanymi anomaliami geotermicznymi. Podwy¿szonegradienty zaznaczaj¹ siê w strefach regionalnych dyslo-kacji tektonicznych, które z regu³y s¹ równie¿ strefamidrena¿u g³êbokich systemów wodonoœnych. Ogólne pra-wid³owoœci kszta³towania siê temperatur wód geotermal-nych w zapadlisku górnoœl¹skim przedstawione zosta³yw pracy A. Ró¿kowskiego i M. Koz³owskiej (2004).

Analiza budowy geologicznej, warunków geotermicz-nych i hydrogeologicznych oraz zagospodarowania gór-niczego GZW wskazuje, i¿ w zasiêgu zapadliska górno-œl¹skiego optymalnymi, potencjalnymi zbiornikami wódtermalnych mog¹ byæ utwory warstw dêbowieckich (neo-gen), krakowskiej i górnoœl¹skiej serii piaskowcowej(karbon górny) oraz paleozoicznej serii wêglanowej (kar-bon dolny, dewon górny i œrodkowy) – A. Ró¿kowski(1996, 2002). Utwory te, rozpoznane hydrogeologiczniew interwale g³êbokoœci 500–3000 m, tworz¹ rozleg³ezbiorniki statycznych, generalnie nieodnawialnych, zaso-bów s³onych wód podziemnych. Temperatury wód mie-szcz¹ siê w przedziale od 20 do oko³o 100°C. Poziomywodonoœne znajduj¹ siê pod ciœnieniem od oko³o 4,8 dooko³o 28 MPa. Potencjalna wydajnoœæ studni ujmuj¹cejwody termalne wynosi od oko³o 1 m3/h, przy depresji kil-kusetmetrowej, do 40 m3/h, przy depresji kilkudziesiêcio-metrowej. Wydajnoœci studni malej¹ radykalnie z g³êbo-koœci¹. Wody te na terenie zapadliska nie s¹ ujmowanejako Ÿród³o energii geotermalnej.

W œwietle obecnego rozpoznania hydrogeologicznegozapadlisko górnoœl¹skie stanowi ma³o perspektywicznyobszar do ujmowania wód termalnych. Wi¹¿e siê to z bra-kiem w zasiêgu tej struktury zbiorników termalnych o do-brych parametrach hydrogeologicznych. Dotyczy toprzede wszystkim niskiej wodonoœnoœci górotworu. Po-nadto zbiorniki te prowadz¹ wody termalne o wysokiejmineralizacji i nieodnawialnych zasobach.

47


5.2.2. Monoklina przedsudecka

Wody lecznicze

Trzebnica (fig. 5.1, punkt 17). Miasto le¿y w odle-g³oœci 24 km na pó³noc od Wroc³awia na wysokoœci 197 mn.p.m. w pó³nocnej czêœci Wzgórz Trzebnickich (FarnaGóra, 257 m n.p.m.). Pierwsza wzmianka o miejscowoœcipochodzi z 1138 r. W 1203 r. ksi¹¿ê œl¹ski Henryk Brodatywraz z ma³¿onk¹ ks. Jadwig¹ ufundowali istniej¹cy dodziœ zespó³ klasztorny ss. cystersek, który przez kilka stu-leci odgrywa³ wa¿n¹ rolê w dziejach Œl¹ska.

Od II po³owy XIX w., a tak¿e po drugiej wojnie œwia-towej istnia³o tu niewielkie uzdrowisko. W 1974 r. zosta³wykonany otwór wiertniczy (Trzebnica IG 1) o g³êboko-œci 1350 m. Pod trzeciorzêdem, od g³êbokoœci 205 m wy-stêpuj¹ tu utwory triasu dolnego (piaskowce, i³owce, wa-pienie). Na g³êbokoœci 1077–1259 m ujêto wodê ter-maln¹ (37°C) o mineralizacji 1,8% typu Cl–Na–Ca. Za-soby eksploatacyjne otworu okreœlono na 6 m3/h, przy de-presji 33 m. Otwór nie jest eksploatowany, a Trzebnicanie zosta³a objêta przepisami Ustawy z dnia 28 lipca2005 r. – O lecznictwie uzdrowiskowym, uzdrowiskachi obszarach ochrony uzdrowiskowej oraz o gminachuzdrowiskowych (Dz.U. Nr 167, poz. 1399).

£agów (fig. 5.1, punkt 15). Miejscowoœæ wypoczynko-wa po³o¿ona miêdzy rynnowymi jeziorami: £agowskimi Ciecz, na wysokoœci 159 m n.p.m., znajduje siê w obrêbiePojezierza £agowskiego, stanowi¹cego NE czêœæ Pojezie-

rza Lubuskiego. Obronny zamek by³ siedzib¹ komtura jo-annitów, do których £agów nale¿a³ w latach 1350–1810.

W 1973 r. wykonano tu otwór wiertniczy (£agów Lu-buski IG 1) do g³êbokoœci 1210 m. Pod utworami kredywystêpuj¹ piaskowce i i³owce jury dolnej podœcielone odg³êbokoœci 774 m i³owcami i anhydrytami triasu górne-go. Na g³êbokoœci 463–716 m ujêto wodê termaln¹(21,5°C) o mineralizacji 0,6%, typu Cl–Na. Zasoby eks-ploatacyjne ujêcia (nie jest obecnie eksploatowane) oce-niono na 6 m3/h, przy depresji 1 m. £agów nie jest objêtyprzepisami Ustawy o lecznictwie uzdrowiskowym.

Wody termalne

Koszuty. Wykonany tu otwór Œroda IG 2 znajduje siêoko³o 2 km na zachód od Œrody Wlkp. na wysokoœci 85 mn.p.m. w po³udniowej czêœci Pojezierza GnieŸnieñskiego.Zosta³ zakoñczony na g³êbokoœci 3150 m w solach cechsz-tyñskiego cyklotemu leine monokliny przedsudeckiej (I.Gajewska, A. Raczyñska red., 1982). Z udostêpnionego doeksploatacji odcinka piaskowców liasu (warstwy mechow-skie hettangu) z g³êbokoœci 1012–1020 m uzyskano samo-wyp³yw 40 m3/h wody typu Cl–Na, J o mineralizacji 0,6%i temperaturze 41°C.

Przewidywano, ¿e otwór Œroda IG 2b bêdzie eksplo-atowany w dublecie geotermicznym z wykonanymw 1969 r. otworem Œroda IG 3 odleg³ym od poprzedniegoo 1200 m. Plany te nie zosta³y zrealizowane.

5.2.3. Synklinorium szczeciñskie

Wody lecznicze

Œwinoujœcie (fig. 5.1, punkt 1) jest uzdrowiskiem nad-morskim po³o¿onym na wyspie Uznam na wysokoœci 4 mn.p.m. Woda lecznicza typu Cl–Na, J o mineralizacji4,2–4,5% wystêpuje w utworach kredy dolnej, wy-kszta³conych jako piaski, mu³ki i i³y, której strop podczwartorzêdem i kred¹ górn¹ znajduje siê na g³êbokoœci

168–185 m (osadów tych nie przewiercono). Trzy otworyeksploatacyjne o g³êbokoœciach 240–275 m osi¹gaj¹ wy-dajnoœci 9–11 m3/h (zasoby eksploatacyjne), przy depresji5–10 m. Zwierciad³o wody stabilizuje siê na g³êbokoœci4–6 m. Jak wykaza³a analiza wyników wierceñ, w pod³o¿uczwartorzêdu wystêpuje szereg uskoków o przybli¿onymkierunku NE–SW (J. Dowgia³³o, 1965).

48


Solanka o podobnej charakterystyce eksploatowanajest równie¿ w odleg³ym o oko³o 7 km na zachód od Œwi-noujœcia niemieckim uzdrowisku Heringsdorf. Otwórnr 3, wykonany tu w 1928 r., osi¹gn¹³ g³êbokoœæ 408 m,wchodz¹c po przewierceniu malmu w mu³owce i piaskidoggeru. Pochodz¹ca z tej g³êbokoœci solanka ma mine-ralizacjê oko³o 4%, podczas gdy mineralizacja solankiujêtej podobnie jak w Œwinoujœciu w kredzie dolnej nieprzekracza³a 1,6%.

Wody termalne dla ciep³ownictwa

Pyrzyce (fig. 5.1, punkt 10) le¿¹ na Równinie Pyrzyc-ko-Stargardzkiej (SW czêœæ Pobrze¿a Szczeciñskiego)nad Sicin¹ (lewy dop³yw P³oni). Liczba mieszkañcówprzekracza 1000. Pierwsza uruchomiona w Polsce(1996 r.) ciep³ownia geotermiczna wykorzystuje solankêtermaln¹ (11,5–12,6%, Cl–Na, J) o temperaturze 62°Cwystêpuj¹c¹ w osadach liasu, którego ca³kowita mi¹¿-szoœæ wynosi oko³o 430 m. Serie o najkorzystniejszychw³aœciwoœciach hydrogeologicznych (warstwy mechow-skie i radowskie), wykszta³cone g³ównie w postaci pia-skowców z wk³adkami mu³owcowymi i ilastymi, znaj-duj¹ siê na g³êbokoœciach oko³o 1400–1600 m (J. Kapuœ-ciñski i in., 1997a). Wykonano tu dwa dublety geoter-miczne do g³êbokoœci oko³o 1630 m (strop triasu), z któ-rych ka¿dy sk³ada siê z otworu eksploatacyjnego GT-1i GT-3 oraz ch³onnego GT-2 i GT-4.

Wydajnoœæ otworu GT-1, uzyskana podczas próbnejeksploatacji, wynosi³a 221 m3/h, przy depresji 22,5 m.

Szczegó³owe badania wydajnoœci i ch³onnoœci obu duble-tów oraz modelowanie matematyczne wykaza³o, ¿e opty-malna wydajnoœæ eksploatacyjna ka¿dego z nich wynosi170 m3/h (J. Kapuœciñski, 1997). Przy za³o¿eniu, ¿e so-lanka przed zat³aczaniem sch³adzana jest do temperatury20°C, moc otrzymana z jednego dubletu wynosi 7,9 MW.15,8 MW uzyskane dziêki eksploatacji dwóch otworów(GT-1 i GT-3) pozwala na pokrycie oko³o 60% œredniegorocznego zapotrzebowania Pyrzyc na energiê ciepln¹.

Stargard Szczeciñski (fig. 5.1, punkt 9), licz¹cyoko³o 75 tys. mieszkañców, le¿y nad In¹ we wschodniejczêœci Równiny Pyrzycko-Stargardzkiej. Dla ujêcia wódtermalnych dla celów grzewczych wykonano tu w latach2001–2003 dublet geotermiczny GT-1 i GT-2. Otwóreksploatacyjny Stargard GT-1 osi¹gn¹³ 2670 m, ujmuj¹cna g³êbokoœci 2440–2647 m piaskowce warstw mechow-skich i radowskich liasu dolnego. Otwór ch³onny Star-gard GT-2 odwiercono w odleg³oœci 11 m od poprzednie-go jako otwór kierunkowy, o g³êbokoœci koñcowej3080 m i pionowej 2578 m, ujmuj¹cy te same warstwywodonoœne liasu. Dna otworów znajduj¹ siê w odleg³oœci1503 m od siebie. W zafiltrowanym poziomie wodonoœ-nym wystêpuje solanka typu Cl–Na o mineralizacji 12,1–13,2% i temperaturze w z³o¿u œrednio 90°C. Wstêpne,krótkotrwa³e badania otworu Stargard GT-1 wykonanew 2002 r. wykaza³y, ¿e mo¿na z niego uzyskaæ 207,5 m3/hwody o temperaturze 85°C. W 2004 r. wykonano podobnebadania otworu Stargard GT-2 uzyskuj¹c 202 m3/h wodyo temperaturze 87°C. Badania s¹ kontynuowane.

5.2.4. Synklinorium mogileñsko-³ódzkie

Jednostka tektoniczna znajduj¹ca siê miêdzy synkli-noriami: szczeciñskim i miechowskim charakteryzujesiê bardzo du¿¹ mi¹¿szoœci¹ warstwy wód s³odkich.W strefie osiowej tego synklinorium brak wód zminera-lizowanych do g³êbokoœci 1000–1600 m, tj. w ca³ymkompleksie kredy, a miejscami tak¿e jury (Z. P³och-niewski, 1975). Na terenie £odzi temperatura wód s³abozmineralizowanych na g³êbokoœci 900 m (kreda dolna)

osi¹ga 23°C. Lokalnie s³abo zmineralizowane wody ter-malne wystêpuj¹ na mniejszych g³êbokoœciach, jak np.w Ozorkowie ko³o £odzi, gdzie ju¿ na g³êbokoœci nie-przekraczaj¹cej 100 m pojawia siê woda o temperaturze23°C (Z. Dadak, 1973). Zjawisko to nale¿y zawdziêczaæsystemowi dyslokacji umo¿liwiaj¹cych g³êbokie kr¹¿e-nie wód infiltracyjnych. Podobnie mo¿na wyjaœniæwyp³ywy wody o temperaturze 28°C obserwowane

49


w D¹browie w korycie rzeki Czarnej w pobli¿u jej ujœciado Pilicy (R. Ros³oñski, 1937). Na mo¿liwoœæ wzrostuzasolenia wód dolnej kredy zwrócili uwagê L. Bojarskii A. Soko³owski (1994).

Wody zmineralizowane (termalne)

£abêdŸ znajduje siê oko³o 20 km na SE od Ko³a, w do-linie Noteci, na wysokoœci 110 m n.p.m. W 1969 r. wyko-nano tu wiercenie Ko³o IG 3, zakoñczone w warstwachciechociñskich liasu (toars dolny) na g³êbokoœci 3156 m(J. Dembowska, S. Marek red., 1990). Z g³êbokoœci1773–1795 m (kreda dolna: barrem-alb œrodkowy) uzy-skano samowyp³yw wody typu Cl–Na o mineralizacji0,46%, temperaturze 60°C i wydajnoœci 80 m3/h.


Uniejów (fig. 5.1, punkt 16) le¿y w Kotlinie Kolskiejnad Wart¹ i liczy 3000 mieszkañców. Otwór Uniejów IGH

1 zosta³ wykonany w 1978 r. Z piaskowców dolnej kredyuzyskano tu samowyp³yw wody typu Cl–Na, F, B o tempe-raturze dochodz¹cej do 60°C i wydajnoœci 55 m3/h, przydepresji maksymalnej 26 m. W latach 1990–1991 odwier-cono kolejne dwa otwory: PIG/AGH 1 i PIG/AGH 2, uzy-skuj¹c z ka¿dego z nich samowyp³yw wody typu Cl–Nao mineralizacji oko³o 7 g/dm3 i temperaturze dochodz¹cejdo 70°C. Wydajnoœæ wody pochodz¹cej z utworów kredydolnej okreœlono dla obu tych otworów ³¹cznie na 145m3/h, przy depresji 26 m. Obecnie, w zwi¹zku z przewidy-wanym wykorzystaniem gor¹cej wody dla celów grzew-czych, zak³ada siê, ¿e otwór PIG/AGH 2 bêdzie otworemeksploatacyjnym, zaœ pozosta³e otwory IGH 1 i PIG/AGH1 – otworami ch³onnymi (tryplet geotermiczny). Propono-wana wydajnoœæ eksploatacyjna otworu PIG/AGH 2 wy-nosi 120 m3/h, przy depresji 74,7 m i temperaturze nawyp³ywie 69,2°C, a przewidywana moc cieplna ca³ego ze-spo³u ponad 3 MW.

5.2.5. Antyklinorium pomorskie i kujawskie

Wody zmineralizowane

Miêdzyzdroje. W 1967 r. wykonano tu g³êboki otwórwiertniczy Wolin IG 1. Osi¹gn¹³ on g³êbokoœæ 2819 mi zosta³ zakoñczony w utworach cechsztynu dolnego.Z g³êbokoœci 1240–1309 m (lias, warstwy mechowskie)uzyskano wodê typu Cl–Na o mineralizacji 17,4%. Otwórzosta³ przeznaczony do eksploatacji solanki dla celówleczniczych (J. Dembowska red., 1975) – figura 5.5.

Miêdzywodzie (fig. 5.1, punkt 2) le¿y na Pó³wyspieMiêdzywodzkim wyspy Wolin miêdzy Ba³tykiem a Zale-wem Kamieñskim w kulminacyjnej partii antykliny Ka-mienia Pomorskiego. W latach 1962–1965 wykonano tug³êboki otwór Kamieñ Pomorski IG 1, który zosta³ za-koñczony w utworach czerwonego sp¹gowca na g³êboko-œci 2610,5 m (R. Dadlez, 1972). Z utworów wapieniamuszlowego i kajpru (g³êb. 953–977 m) uzyskano samo-wyp³yw wody Cl–Na, J o mineralizacji 9,4%, temperatu-

rze 19°C i wydajnoœci 1,4 m3/h, przy depresji 70 m.Otwór zosta³ przekazany do eksploatacji uzdrowisku Ka-mieñ Pomorski.

Wody lecznicze

Dziwnówek (fig. 5.1, punkt 3). S¹siaduj¹ce ze sob¹miejscowoœci Dziwnów i Dziwnówek le¿¹ na MierzeiDziwnowskiej miêdzy Ba³tykiem a Zalewem Kamieñ-skim, w osiowej partii antykliny Kamienia Pomorskiego.Pod czwartorzêdem, o mi¹¿szoœci oko³o 100 m, wystêpuj¹utwory dolnego doggeru oraz liasu. W latach 1894–1895i 1917 wykonano w Dziwnowie trzy otwory wiertniczemaj¹ce dostarczyæ solankê dla celów leczniczych. G³êbo-koœæ pierwszego otworu wynosi³a 151 m, drugiego 191 m,a o trzecim brak danych. Z utworów liasu uzyskano wodêCl–Na o mineralizacji odpowiednio: 3,2 i 4,5% (J.Dowgia³³o, 1965). Przewiduje siê, ¿e odwierty te bêd¹ eks-ploatowane przez uzdrowisko Kamieñ Pomorski.

50


Kamieñ Pomorski (fig. 5.1, punkt 4) le¿y u stópwzgórz morenowych nad Cieœnin¹ Dziwny, oddzielaj¹c¹od l¹du wyspê Wolin. Pod wzglêdem tektonicznym jestto osiowa strefa antykliny Kamienia Pomorskiego, gra-nicz¹cej od zachodu z synklinorium szczeciñskim, zaœ odwschodu z synklin¹ Trzebiatowa. Antyklina jest tu roz-cz³onkowana licznymi dyslokacjami. W okolicy w wielupunktach obserwowane jest zasolenie naturalnych wycie-ków wód podziemnych i roœlinnoœæ halofitowa (H. Pre-uss, 1910; J. Dowgia³³o, 1965).

W latach 1875–1881 wykonano tu wiercenie o g³êbo-koœci ca³kowitej 580 m, które pod osadami czwartorzêdo-wymi na g³êbokoœci 27 m wesz³o w utwory liasu, którychnie przewiercono. Od g³êbokoœci 370 m obserwowanosilne samowyp³ywy wody Cl–Na, J, któr¹ ujêto na g³êbo-koœci 335–414 m. Jej zwierciad³o stabilizowa³o siê na po-ziomie 8,8 m n.p.m., wydajnoœæ samowyp³ywu wynosi³aoko³o 11 m3/h. Mineralizacja wody waha³a siê w grani-cach 3,2–3,5%, zawartoœæ jodu niewiele przekracza³a1 mg/dm3. Obecnie eksploatowany jest otwór zastêpczy

Edward II, dostarczaj¹cy wody typu Cl–Na o mineraliza-cji 3,5%.

Ko³obrzeg (fig. 5.1, punkt 5), najwiêksze polskieuzdrowisko nadmorskie, po³o¿ony jest nad Parsêt¹ nawysokoœci oko³o 5 m n.p.m. Wykorzystywane w celachleczniczych i rozlewniczych s¹ tu wody typu Cl–Na, Jo mineralizacji od 0,2 do 6%.

Naturalne Ÿród³a solanki by³y na terenie Ko³obrzegupodstaw¹ produkcji soli ju¿ we wczesnym œredniowie-czu, o czym œwiadcz¹ dane archeologiczne (L. Lecieje-wicz, 1960). Znajdowa³y siê one na Wyspie Solnej i naprawym brzegu Parsêty (inaczej ujête istniej¹ do dziœ).Rozwiniête dziêki nim warzelnictwo soli by³o w œrednio-wieczu podstaw¹ rozkwitu miasta, w którego ³aciñskiejnazwie Cholbergenis, a nastêpnie niemieckiej Kolbergwystêpuje zreszt¹ sól (chol i kol stanowi¹ staros³owiañ-skie wzglêdnie starogermañskie okreœlenia soli). Zagad-nienia te omawia szeroko J. Dowgia³³o (1965), a tak¿e T.Gaszto³d i in. (1979).

51


Fig. 5.5. Przekrój geologiczno-hydrochemiczny wzd³u¿ wybrze¿a zachodniopomorskiego(wg D. Kaczor, 2006) – lokalizacja na figurze 5.1

Ko³obrzeg le¿y w obrêbie mezozoicznej struktury an-tyklinalnej, stanowi¹cej wschodnie odga³êzienie antykli-norium pomorskiego. Oddzielona jest ona fleksur¹ odsynkliny Trzebiatowa, od wschodu graniczy z synklin¹Tychowa, wchodz¹c¹ ju¿ w sk³ad pomorskiego odcinkasynklinorium brze¿nego. Pod czwartorzêdem, któregomi¹¿szoœæ dochodzi do 40 m, wystêpuj¹ utwory dolnegodoggeru i liasu wykszta³cone w postaci i³owców, mu-³owców i piaskowców. P³ytkie wystêpowanie wód zmi-neralizowanych wi¹¿e siê prawdopodobnie z dyslokacj¹o przebiegu NW–SE, zgodnym w przybli¿eniu z przebie-giem osi antykliny. W bli¿szej i dalszej okolicy Ko³o-brzegu obserwuje siê podwy¿szone zasolenie p³ytkichwód podziemnych zaznaczaj¹ce siê tak¿e na powierzchni(roœlinnoœæ halofitowa) – J. Dowgia³³o (1965).

Na terenie Ko³obrzegu znajdowa³o siê ponad 40 ujêæwód Cl–Na, których g³êbokoœæ wynosi³a od oko³o 5 doponad 100 m. Obecnie, po przeprowadzeniu w latach1958–1968 likwidacji lub rekonstrukcji zniszczonychujêæ i wykonaniu nowych wierceñ, eksploatowane s¹otwory B-1, nr 6, 7, 16-B i Anastazja (T. K³osowska i in.,1999), a do eksploatacji nadaj¹ siê ponadto odwierty B-2i nr 2 oraz wspomniane ni¿ej Ÿród³a nr 11 i 18 (fig. 5.6).

Najg³êbszym otworem wiertniczym wykonanym w re-jonie Ko³obrzegu w celu eksploatacji solanki dla celówleczniczych jest ujêcie Anastazja, znajduj¹ce siê w od-leg³ym o oko³o 3 km na wschód od miasta Podczelu.W otworze, który osi¹gn¹³ 354 m g³êbokoœci i zakoñczo-ny zosta³ w osadach liasu, ujêto na g³êbokoœci 250–334 mwodê typu Cl–Na, J o mineralizacji 6,1%. Zwierciad³owody stabilizuje siê tu 4 m powy¿ej powierzchni terenu(ok. 7 m n.p.m.), a wydajnoœæ eksploatacyjn¹ ujêcia usta-lono na 17 m3/h, przy depresji 6 m.

Z liasu pochodzi równie¿ solanka podobnego typu,ujêta otworem B-2 po³o¿onym we wschodniej czêœciKo³obrzegu. Pozosta³e ujêcia le¿¹ce w centrum miasta uj-muj¹ wodê z doggeru (B-1 – 102 m, nr 6 – 65 m) lubczwartorzêdu (nr 7 – 40,5 m, nr 16 – 46 m). Dawne Ÿród³asolanki eksploatowanej dla celów warzelniczych zosta³yujête p³ytko na Wyspie Solnej (nr 18) i na prawym brzeguParsêty (nr 11). Mineralizacja wody ujmowanej w osa-dach jury wszêdzie przekracza 5%. To samo dotyczyp³ytkich ujêæ czwartorzêdowych nr 18 i 11. We wszyst-

kich otworach obserwuje siê samowyp³ywy, przy czymdla ujêæ z jury poziom zwierciad³a ustabilizowanego nieprzekracza 8 m n.p.m. (nr 6), zaœ w przypadku ujêæz czwartorzêdu przekracza miejscami 10 m n.p.m.

Zagadnienie samowyp³ywów solanki z utworów juraj-skich i czwartorzêdowych w Ko³obrzegu i jego okoli-cach, a tak¿e w Kamieniu Pomorskim i innych punktach,gdzie wody zasolone pojawiaj¹ siê na i w pobli¿u po-wierzchni terenu, mo¿e byæ wyjaœnione nastêpuj¹co.W poziomach wodonoœnych jury nastêpuje mieszanie siêsilnie zmineralizowanych wód pochodz¹cych z triasuz wodami infiltruj¹cymi na obszarach wysoczyznowychPojezierza Drawskiego. Utwory starszego mezozoikuwystêpuj¹ tu czêsto bezpoœrednio pod czwartorzêdem(np. kajper w antyklinie Œwidwina). Pojezierze to stanowiniew¹tpliwie dzia³ wód podziemnych, z których czêœæsp³ywa w kierunku Ba³tyku (fig. 5.6). Rzêdne terenuprzekraczaj¹ tam nieraz 200 m n.p.m., a zaburzenia glaci-tektoniczne kenozoiku mog¹ znakomicie u³atwiaæ infil-tracjê do serii mezozoicznych. Sprzyjaj¹cym czynnikiemjest tu równie¿ obecnoœæ jezior rynnowych, którychg³êbokoœæ osi¹ga nawet 80 m (jez. Drawsko).

Powy¿sza hipoteza dotycz¹ca zasilania wód zminera-lizowanych Ko³obrzegu i ich samowyp³ywów, sformu-³owana po raz pierwszy przez J. Dowgia³³ê (1965), zna-laz³a ostatnio potwierdzenie w wierceniu Po³czyn 2 wy-konanym w latach 2001–2002 (A. Krawiec, K. Dulski,2004). W piaskowcach liasu napotkano poziom wódzwyk³ych o mineralizacji 0,05%, których zwierciad³oustabilizowa³o siê na g³êbokoœci 1,5 m (110 m n.p.m.)W ni¿ejleg³ych warstwach retyku ujêto na g³êbokoœci711–767 m wodê s³abo zmineralizowan¹ (0,074%) typuHCO3–Na, o zawartoœci 15 mg/dm3 jonu Cl–, którejzwierciad³o ustali³o siê na g³êbokoœci 4,15 m (103,3 mn.p.m.). Nale¿y podkreœliæ, ¿e mineralizacja wody eks-ploatowanej otworem Po³czyn IG 1 z kajpru (piaskowiectrzcinowy) z g³êbokoœci 1175–1183 m jest stukrotniewiêksza (7,5%). Takich g³êbokich stref wys³odzenia wódpodziemnych mo¿na siê spodziewaæ tak¿e w innych pozaantyklin¹ Po³czyna strukturach antyklinalnych wystê-puj¹cych w pod³o¿u Pojezierza Drawskiego, jak np. anty-klina Œwidwina.

52


Samowyp³ywy wód zmineralizowanych w wierceniachwykonanych w Ko³obrzegu, Kamieniu Pomorskim czyDziwnowie, a tak¿e pojawiaj¹ce siê czêsto Ÿród³a i wysiêkitakich wód, maj¹ swoj¹ przyczynê w strefach g³êbokiej in-filtracji wód opadowych na Pojezierzu Drawskim.

Wody infiltracyjne mieszaj¹ siê z wodami zminerali-zowanymi w utworach starszego mezozoiku i migruj¹w kierunku bazy drena¿u, jak¹ stanowi Morze Ba³tyckie.Taki te¿ obraz zosta³ przedstawiony na mapie hydrogeo-logicznej systemów pod³o¿a kenozoiku (B. Paczyñskired., 1993) zmodyfikowanej przez D. Kaczor (2004). Au-torka ta wykaza³a ponadto na podstawie analizy wynikówmonitoringu ujêæ wód leczniczych w Ko³obrzegu i Ka-

mieniu Pomorskim, ¿e zawartoœæ sk³adników sta³ychw wodach z tych ujêæ nie zmniejszy³a siê w ci¹gu ostat-nich 40 lat, co œwiadczy o ustaleniu siê wieloletniej rów-nowagi miêdzy g³êbokimi solankami a rozcieñczaj¹cymije wodami infiltracyjnymi. Migracji wód podziemnychw kierunku pó³nocno-zachodnim sprzyjaj¹ tak¿e licznedyslokacje pod³u¿ne o kierunkach zbli¿onych do przebie-gu g³ównych struktur tektonicznych antyklinorium po-morskiego. Jedna z takich dyslokacji biegnie miêdzyPo³czynem-Zdrojem a Œwidwinem (A. Szyperko-Œliw-czyñska red., 1979; R. Dadlez red., 1998) i mo¿e prze-d³u¿aæ siê w kierunku Ko³obrzegu.

53


Fig. 5.6. Lokalizacja ujêæ i zasolenie wód podziemnych w Ko³obrzegu

1 – ujêcia wykonane lub zlikwidowane po 1945 r.; 2 – ujêcia wykonane przed 1945 r., nieodnalezione; 3 – obszary podwy¿szonego zaso-

lenia wód podziemnych pierwszego poziomu, zawartoœæ chlorków od 300 do 3000 mg/l; 4 – zawartoœæ chlorków od 3000 do 30 000

mg/l; 5 – hydroizopiezy w m n.p.m.;

Po³czyn-Zdrój (fig.5.1, punkt 8). Za³o¿one w XIX w.uzdrowisko znajduje siê na Pojezierzu Drawskim, nadWogr¹, dop³ywem Parsêty. W 1964 r. wykonano tu g³ê-boki otwór Po³czyn IG 1, który zatrzymano w utworachpstrego piaskowca dolnego na g³êbokoœci 2705 m (A.Szyperko-Œliwczyñska red., 1979). W utworach kajprugórnego na g³êbokoœci 1175–1235 m ujêto tu wodê typuCl–Na, J o mineralizacji 7,5%. Wydajnoœæ eksploatacyj-na ujêcia wynosi obecnie 2,8 m3/h, przy depresji 50 m.Poziom zwierciad³a ustabilizowanego kszta³tuje siê nag³êbokoœci 52 m (150 m n.p.m.).

Kotuñ (fig. 5.1, punkt 12) znajduje siê na PojezierzuWa³eckim, oko³o 8 km na zachód od Pi³y. W latach1982–1984 wykonano tu g³êboki otwór Pi³a IG 1, zakoñ-czony na g³êbokoœci 5482 m w utworach karbonu (A.Krawiec, 2005). W piaskowcach dolnego liasu na g³êbo-koœci 997–1022 m (perforacja rur) ujêto wodê typuCl–Na, J, o mineralizacji 0,65%, której zwierciad³o usta-bilizowa³o siê na wysokoœci 10,7 m ponad poziomem te-renu (104 m n.p.m.). Próbna eksploatacja samowyp³y-wem wykaza³a wydajnoœæ 6,3 m3/h, przy depresji 8,8 m,a temperatura wody wynosi³a 25,3°C. Podczas próbnegopompowania uzyskano wydajnoœæ 15,7 m3/h, przy depre-sji 6,6 m i temperaturze 18,5°C.

Zasilanie utworów liasowych, tworz¹cych wspólnez oligocenem piêtro wodonoœne, odbywa siê przypusz-czalne w strefie Pojezierza Wa³eckiego, gdzie rzêdne te-renu przekraczaj¹ lokalnie 200 m n.p.m., lub szerzej – naPojezierzu Pomorskim. Podziemne wody infiltracyjnesp³ywaj¹ ku SW, powoduj¹c g³êbokie wys³odzenie wódjury. Ju¿ w poziomie kajpru stwierdzono w Kotuniu nag³êbokoœci 1469–1479 m wodê typu Cl–Na o mineraliza-cji 30% (299,2 g/dm3).

Ciechocinek (fig. 5.1, punkt 13) jest jednym z najwiê-kszych w Polsce uzdrowisk, wykorzystuj¹cym w celachleczniczych solanki ch³odne i termalne. Naturalne wyp³y-wy wód zasolonych i flora halofitowa znane by³y w oko-licznych wsiach (Zg³owi¹czka, Raci¹¿ek) ju¿ w XIII w.,a w Raci¹¿ku istnia³a wtedy warzelnia soli.

Stanis³aw Staszic w swym monumentalnym dziele „Oziemiorodztwie Karpatów i innych gor i rownin Polski”(1815) tak pisze o solankach w Raci¹¿ku: „�ród³a s³onew okolicach Raci¹¿ek na wierzch ziemi wychodz¹ce nie

by³y jeszcze studniami wydobyte. Woda wiêc sama prze-bijaj¹c siê z g³êbi przez tyle rozmaitych ziem warstwy(sic!), osobliwie ju¿ w równinach, wœród samych ziemop³awych (sic!) musi byæ w swej drodze przez liczne za-skórne wody bardzo och³odzon¹. Przeto nie ma w sobiejak tylko 4 do 5 funtów soli na sto funtów wody”. Wartopodkreœliæ, ¿e oceniana przez S. Staszica na 4 do 5% mi-neralizacja wody w naturalnych wyp³ywach w Raci¹¿kujest stosunkowo wysoka, jeœli porównaæ j¹ z mineraliza-cj¹ wody termalnej ujêtej w Ciechocinku (Terma XVIII,g³êbokoœæ koñcowa 1450 m), nieprzekraczaj¹c¹ 8% (J.Dowgia³³o i in., 1963).

Jak podaje G. G. Pusch (1836) w latach 1806–1824wykonano w Ciechocinku 6 wierceñ o g³êbokoœci od 104do 319 stóp (ok. 30 do 100 m) w celu zaopatrzenia po-wsta³ej tu w 1824 r. warzelni soli. W latach 1825–1830i 1859 zbudowano tu m.in. tê¿nie o ³¹cznej d³ugoœci 2 kmw celu wstêpnego zatê¿ania solanki przed warzeniem.Warzelnictwo soli w Ciechocinku prowadzone by³o nie-mal do koñca XIX w.

Uzdrowisko rozwija³o siê tu szczególnie w okresie miê-dzywojennym. W latach 1928–1932 odwiercono pierwszyotwór g³êboki (Terma XIV, g³êb. 1305 m), który z g³êbo-koœci oko³o 750 m (w wyniku awarii) produkuje samo-wyp³ywem z serii borucickiej liasu oko³o 130 m3/h 3% so-lanki Cl–Na, J o temperaturze 28°C. Wykonany w 1952 r.otwór Terma XVI wszed³ na g³êbokoœci 1365 m w utworykajpru (J. Samsonowicz, 1954). Wydajnoœæ samowyp³ywuwody termalnej z liasu (35°C, 7% Cl–Na, J) wynosi oko³o70 m3/h. Najnowszym ujêciem solanki termalnej jestotwór Terma XVIII wykonany w latach 1964– 1965, zako-ñczony na g³êbokoœci 1450 m w utworach kajpru. Wodatermalna (37°C, 7% Cl–Na, J) w iloœci oko³o 80 m3/h ujêtaby³a samowyp³ywem.

Ciechocinek le¿y w obrêbie antyklinorium kujawskie-go w pobli¿u jego granicy z antyklinorium pomorskim,na wschodnim skrzydle niewielkiej brachyantykliny,zbudowanej z utworów mezozoicznych, z astartemw stropie. Utwory czwartorzêdowe tarasu Wis³y le¿¹miejscami bezpoœrednio na malmie, miejscami zaœ s¹ odniego odizolowane kilkumetrow¹ warstw¹ i³ów mioceñ-skich. Obecnie eksploatowane wody lecznicze (chlorko-wo-sodowe, jodkowe, niekiedy siarczkowe) s¹ tu ujmowa-

54


ne w utworach czwartorzêdu, malmu, doggeru oraz liasu.Wraz z g³êbokoœci¹ roœnie mineralizacja i temperatura wo-dy od 0,7% i 11°C na g³êbokoœci 24 m w otworze nr 17 do7% i 37°C na g³êbokoœci 1450 m w Termie XVIII.

Geneza solanek ciechociñskich stanowi przedmiotdyskusji, która dotyczy wód tego typu na ca³ym Ni¿u Pol-skim. Jej nowoczesny etap zapocz¹tkowa³ J. Samsono-wicz (1954). Uzna³ on, ¿e s¹ one produktem ³ugowaniaprzez wody podziemne soli cechsztyñskich, sk³aniaj¹csiê do pogl¹du, ¿e dotyczy to soli wchodz¹cych w sk³addiapirów solnych przebijaj¹cych czêœciowo lub ca³kowi-cie utwory mezozoiczne. Faktem jest jednak, ¿e najbli¿-sze wysady solne Inowroc³awia i Góry oddalone s¹ odCiechocinka o ponad 30 km, podczas gdy samo uzdrowi-sko po³o¿one jest na poduszce solnej nieprzebijaj¹cej na-wet najni¿szych utworów kompleksu mezozicznego (W.Po¿aryski red., 1974; R. Dadlez red., 1998). Wed³ug obli-czeñ J. Samsonowicza (1954) sama tylko eksploatacjaTermy XIV w ci¹gu 21 lat spowodowa³a wy³ugowanie zez³o¿a oko³o 1,8 mln t soli, a struktury solne straci³y na ku-baturze ponad 800 tys. m3. Bior¹c pod uwagê wielowie-kow¹ eksploatacjê solanek na Kujawach i pracê trzechotworów termalnych w Ciechocinku, iloœci te musia³ybybyæ wielokrotnie wiêksze. Powsta³e w wyniku ³ugowaniakawerny musia³yby zaznaczyæ siê deformacjami w ska³achotaczaj¹cych, co nie zosta³o jak dotychczas stwierdzone.

Odmienny pogl¹d na genezê kujawskich wód zmine-ralizowanych przedstawi³ J. Dowgia³³o (1969b), którypodkreœli³ prawdopodobieñstwo udzia³u reliktowychwód morskich lub œródl¹dowych w sk³adzie tych wód.Pogl¹d ten by³ rozwijany w póŸniejszych pracach tegoautora (J. Dowgia³³o, 1971, 1988) i kwestionowany przezniektórych innych badaczy (m.in. A. Zuber, J. Grabczak,1991; A. Krawiec, 1999).

Aleksandrów Kujawski. W 1902 r. nawierconow Aleksandrowie Kujawskim, odleg³ym o 6 km na WSW

od Ciechocinka, solankê termaln¹ w utworach liasu.Oprócz niemal identycznego sk³adu chemicznego jakw Termie XVI w Ciechocinku, mia³a ona zbli¿one ciœnie-nie z³o¿owe (C. Kolago, 1955).

Wieniec-Zdrój (fig. 5.1, nr 14) le¿y w pradolinie Wis³yna pograniczu Kotliny P³ockiej i Toruñskiej, 6 km na za-chód od W³oc³awka. Pod³o¿e utworów kenozoicznych na-le¿y pod wzglêdem tektonicznym do pó³nocnej czêœci an-tyklinorium kujawskiego (W. Po¿aryski red., 1974).

Rozwój zdrojowiska datuje siê od pocz¹tku XX w.,kiedy w trakcie wykonywania wierceñ w poszukiwaniuwêgla brunatnego nawiercono tu wodê typu SO4–Cl–Ca–Na o mineralizacji 0,35% (R. Ros³oñski, 1934). Eksplo-atowany obecnie odwiert 3E zosta³ wykonany w 1961 r.i ma g³êbokoœæ 131 m (A. Krawiec, K. Kalitka, 2005). Po-ziom wodonoœny stanowi¹ wapienie oolitowe purbekuo mi¹¿szoœci ponad 15 m wystêpuj¹ce od g³êbokoœci 115m. Wydajnoœæ samowyp³ywu z otworu 3E wynosi 27m3/h, a zwierciad³o wody stabilizuje siê oko³o 4 m powy-¿ej powierzchni terenu (ok. 68 m n.p.m.).

Wody lecznicze Wieñca-Zdroju ujmowane s¹ w seriimargli i wapieni oolitowych wystêpuj¹cych pod warstw¹margli przewarstwionych gipsami o mi¹¿szoœci 20–30 m(otw. 3E). Seria ta nale¿y do malmu górnego wykszta³-conego lokalnie w facji gipsowej purbeku. W nadk³adziejury wystêpuj¹ utwory miocenu charakteryzuj¹ce siê obec-noœci¹ wk³adek wêgla brunatnego. Wystêpuj¹ce w wo-dach jony siarczanowe i wapniowe pochodz¹ z ³ugowaniagipsów tej serii, podczas gdy powstawanie siarkowodoruwi¹¿e siê z redukcj¹ bakteryjn¹ siarczanów w obecnoœcimioceñskiej materii organicznej.

W Czerniewicach ko³o Torunia w latach 1897–1945eksploatowano w celach leczniczych wodê typu Cl–Nao mineralizacji oko³o 0,5%. Jest ona ujêta w utworachkredowych na g³êbokoœci 126 m i wydobywana samo-wyp³ywem (C. Kolago, 1955).

55


5.2.6. Synklinorium brze¿ne

Odcinek pomorski

Wody zmineralizowane (termalne)

Marusza (fig. 5.1, punkt 11) znajduje siê na Pojezie-rzu Che³miñskim, 7 km na po³udnie od Grudzi¹dza. Podwzglêdem tektonicznym nale¿y do pomorskiego odcinkasynklinorium brze¿nego. Wykonano tu g³êbokie wierce-

nie Grudzi¹dz IG 1. Na g³êbokoœci 1607–1630 m w pia-skowcach liasu ujêto wodê typu Cl–Na, J o mineralizacji7,8% i temperaturze 44°C. Wydajnoœæ samowyp³ywuwynosi³a 35 m3/h.

Odcinek warszawski

Wody lecznicze

Konstancin-Jeziorna (fig. 5.1, punkt 19). Uzdrowi-sko Konstancin znajduje siê w Kotlinie Warszawskiej nawysokoœci 92 m n.p.m. w odleg³oœci 20 km na po³udnieod Warszawy. W 1964 r. wykonano tu g³êboki otwórWarszawa IG 1 (B. Areñ, 1965), którego obecna g³êbo-koœæ, po likwidacji dolnej czêœci otworu i zasypaniu jej,wynosi 1634 m. Z utworów liasu (1588–1640 m) i dogge-ru (1534–1588 m) wydobywana jest woda Cl–Na, J o mi-neralizacji 6,7% i temperaturze 30°C. Wydajnoœæ otworuwynosi oko³o 11 m3/h, przy depresji 8 m. Poziom wodystabilizuje siê na g³êbokoœci 55 m poni¿ej poziomu terenu(37 m n.p.m.).


Mszczonów (fig. 5.1, punkt 18) znajduje siê w KotlinieWarszawskiej na wysokoœci 171 m n.p.m. w odleg³oœcioko³o 15 km na po³udnie od ¯yrardowa. W latach1976–1977 wykonano tu otwór Mszczonów IG 1, któryzakoñczono na g³êbokoœci 4119 m w utworach karbonugórnego (J. Dembowska, S. Marek red., 1988). Z utworówpiaszczystych kredy dolnej (alb dolny, barrem) wystê-puj¹cych na g³êbokoœci 1602–1714 m uzyskano wodês³abo zmineralizowan¹ (0,05%) o temperaturze 41°C. Wy-dajnoœæ eksploatacyjna otworu wynosi 60 m3/h, przy de-presji 25 m (W. Bujakowski, 2000). Zwierciad³o wody sta-bilizuje siê na g³êbokoœci 49 m poni¿ej poziomu terenu(128 m n.p.m.). Woda termalna w³¹czona jest do miejskiejsieci ciep³owniczej.

Odcinek lubelski

Na³êczów (fig. 5.1, punkt 20). Uzdrowisko po³o¿onejest w dolinie Bochotnicy w obrêbie Wy¿yny Lubelskiej(P³askowy¿ Na³êczowski) na wysokoœci 170–200 m

n.p.m. Za lecznicze zosta³y tu uznane s³abo zmineralizo-wane wody ¿elaziste zwi¹zane z osadami kredy górnej.

56


6. Prowincja sudecka

6.1. Wstêp

Znajduj¹ca siê w granicach Polski czêœæ Sudetów wrazz po³o¿onym na NE od tego pasma górskiego blokiemprzedsudeckim stanowi¹, z punktu widzenia wystêpowa-nia wód zmineralizowanych i termalnych, jedn¹ pro-wincjê i powinny byæ rozpatrywane ³¹cznie. Oddziela jeod siebie sudecki uskok brze¿ny o kierunku NW–SE,wzd³u¿ którego w wyniku alpejskich ruchów tektonicz-nych wydŸwigniêty zosta³ górotwór sudecki. G³ówn¹cech¹, jaka ró¿ni oba te regiony, jest obecnoœæ na blokuprzedsudeckim mi¹¿szych osadów neogenu i plejstocenu,które w Sudetach pojawiaj¹ siê jedynie lokalnie. Kom-pleksy metamorficznych ska³ prekambryjskich i staropa-leozoicznych, jak równie¿ obecne w Sudetach intruzje

waryscyjskie, znajduj¹ natomiast czêsto przed³u¿enie nabloku przedsudeckim, gdzie na ogó³ ukryte s¹ pod p³asz-czem osadów kenozoicznych. Na obszar bloku przedsu-deckiego przed³u¿aj¹ siê tak¿e niektóre, istotne z punktuwidzenia kr¹¿enia wód podziemnych i wystêpowaniadwutlenku wêgla, g³êbokie struktury dysjunktywne (usko-ki). Po obu stronach sudeckiego uskoku brze¿nego wystê-puj¹ tak¿e objawy paleogeñskiego i neogeñskiego wulka-nizmu bazaltowego. Od regionu sudeckiego ró¿ni siê nato-miast radykalnie obszar po³o¿ony na NE od systemu usko-ków Odry. Rosn¹ca ku NE mi¹¿szoœæ osadów permu i me-zozoiku charakteryzuje monoklinê przedsudeck¹, stano-wi¹c¹ element platformy paleozoicznej Ni¿u Polskiego.

6.2. Ogólne problemy wystêpowania wód zmineralizowanych i termalnych

Charakterystycznym dla regionu sudeckiego typemwód zmineralizowanych s¹ wody wodorowêglanoweo ró¿nym sk³adzie kationowym, ze znaczn¹ niekiedy za-wartoœci¹ wolnego dwutlenku wêgla (szczawy, wodykwasowêglowe). Wystêpuj¹ one zarówno w Sudetach,jak i w obrêbie bloku przedsudeckiego. Dwutlenek wêglajest g³ównym czynnikiem powoduj¹cym ich podwy¿-szon¹ mineralizacjê, dziêki wp³ywowi, jaki wywiera naintensyfikacjê procesów wzajemnego oddzia³ywaniamiêdzy wodami podziemnymi a zawieraj¹cymi je ska-³ami. Gaz ten pochodzi niew¹tpliwie ze znacznych g³êbo-koœci i migruj¹c szczelinami, zwi¹zanymi ze strefamiuskokowymi, rozpuszcza siê w wodach podziemnych po-chodzenia infiltracyjnego, nasyca je, a niekiedy przesyca,nadaj¹c im charakter agresywny w stosunku do ska³,w których wystêpuj¹. Kwestia jego genezy nie zosta³a do-tychczas jednoznacznie rozstrzygniêta. Przypuszczalnie

pochodzi on z górnego p³aszcza Ziemi i zwi¹zanychz nim ognisk magmowych, których powierzchniowymprzejawem jest sudecka, kenozoiczna formacja bazalto-wa. Drug¹ mo¿liwoœæ stanowi termiczny rozk³ad ska³ wê-glanowych, wystêpuj¹cych w sudeckich kompleksach me-tamorficznych prekambru i starszego paleozoiku w postacimarmurów (Dowgia³³o, 1978). Nie mo¿na te¿ wykluczyæ,¿e atmosferyczny CO2, rozpuszczony w wodach infiltra-cyjnych sp³ywaj¹cych do g³êbokich partii systemówkr¹¿enia, nadaje im – w wyniku nagrzania geotermicznego– charakter wód nasyconych lub przesyconych tym gazem.Jest prawdopodobne, ¿e swój udzia³ w powstawaniudwutlenku wêgla, wystêpuj¹cego w szczawach i wodachkwasowêglowych regionu sudeckiego, maj¹ wszystkietrzy omówione wy¿ej czynniki. Szczególna sytuacja mamiejsce w zag³êbiach wêglowych NE skrzyd³a synklino-rium œródsudeckiego. Tutaj wed³ug M. Kotarby (1988)

57

Ogólne problemy wystêpowania wód zmineralizowanych i termalnych

mamy do czynienia z termogenicznym dwutlenkiem wê-gla, powsta³ym w wyniku uwêglania materii organicznejpod koniec paleozoiku, i wp³ywem, jaki na ten proceswywar³ permski wulkanizm. Ju¿ w tym miejscu warto za-sygnalizowaæ donios³¹ rolê niektórych wielkich dysloka-cji w transporcie i pojawianiu siê dwutlenku wêglaw p³ytkich wodach podziemnych. Bêdzie o tym mowaw czêœci szczegó³owej niniejszego rozdzia³u. Jedn¹ z ta-kich dyslokacji jest system nasuniêæ odgraniczaj¹cychblok sowiogórski od synklinorium œródsudeckiego (nasu-niêcia Strugi i G³uszycy). W obrêbie tego systemu i towa-rzysz¹cych mu stref spêkañ wystêpuj¹ lub wystêpowa³y,czêœciowo zanik³e w wyniku wydobycia wêgla w za-g³êbiach Wa³brzycha i Nowej Rudy, Ÿród³a i zespo³y Ÿró-de³ szczaw. Towarzysz¹ one w sposób wyraŸny strefiegranicznej miêdzy blokiem sowiogórskim a synklino-rium œródsudeckim. Drug¹ z dyslokacji o wa¿nym znacze-niu dla wystêpowania dwutlenku wêgla w wodach pod-ziemnych jest uskok Pstr¹¿na–Gorzanów, stanowi¹cy gra-nicê miêdzy synklinorium œródsudeckim a rowem GórnejNysy K³odzkiej. Rolê tej dyslokacji w transporcie CO2

i powstawaniu szczaw tego rejonu opisa³ J. Fistek (1989).Charakterystyczna dla omawianego obszaru jest rów-

nie¿ obecnoœæ, p³ytko niekiedy wystêpuj¹cych, wód ter-malnych o niewielkiej mineralizacji. Ta druga cechawi¹¿e siê na ogó³ z faktem, ¿e wystêpuj¹ one w wiêkszoœ-ci przypadków w s³abo rozpuszczalnych ska³ach krysta-licznych, a tam, gdzie nie zawieraj¹ dwutlenku wêgla, ichagresywnoœæ w stosunku do ska³y zbiornikowej jest nie-wielka.

Jak ju¿ wspomniano, wody termalne wystêpuj¹ na ró¿-nych g³êbokoœciach, a tak¿e w postaci naturalnych wy-p³ywów (Ÿróde³). Te ostatnie sta³y siê podstaw¹ dla po-wstania s³ynnych uzdrowisk: Cieplice Œl¹skie-Zdróji L¹dek-Zdrój. Jak wykaza³y przeprowadzone dotychczasbadania geotermiczne (B. Bruszewska, 2000), gêstoœæziemskiego strumienia cieplnego z wyraŸn¹ przewag¹sk³adowej konwekcyjnej w polskiej czêœci Sudetów i naobszarze bloku przedsudeckiego zawiera siê w granicach50–65 mW/m2. Na podstawie tych danych mo¿na wnio-skowaæ, ¿e lokalnie p³ytkie wystêpowanie wód termal-nych wi¹¿e siê z g³êbokim kr¹¿eniem i geotermicznymogrzewaniem tych wód przy gradiencie nieodbiegaj¹cym

w wiêkszym stopniu od wartoœci przeciêtnych, charakte-rystycznych dla obszarów l¹dowych, tj. oko³o 33°C/km.Nie zaobserwowano tak¿e dotychczas podwy¿szonychgêstoœci tego strumienia w granitoidach, co mog³obywskazywaæ na rolê ciep³a radiogenicznego w jegokszta³towaniu. G³êboka penetracja wód infiltracyjnychmo¿liwa jest natomiast dziêki sieci spêkañ i uskoków po-wsta³ych podczas orogenezy alpejskiej, a czêsto stano-wi¹cych odnowienie starszych dyslokacji wieku wary-scyjskiego lub nawet kaledoñskiego. Przyczyniaj¹ siê doniej tak¿e znaczne deniwelacje powierzchni terenu.

Poszukiwania nowych zasobów wód termalnych dlacelów leczniczych, rekreacyjnych i grzewczych stanowi¹przedmiot wzrastaj¹cego zainteresowania. Œwiadcz¹o tym zarówno liczne publikacje (np. J. Fistek i in., 1996i wiele innych), jak i przygotowywane du¿e projekty po-szukiwawcze obejmuj¹ce g³êbokie wiercenia.

Wspomnieæ tu nale¿y o szeroko rozprzestrzenionychw Sudetach s³abo zmineralizowanych wodach radono-wych, zaliczanych do wód leczniczych, o ile zawieraj¹ ra-don w iloœci co najmniej 74 Bq/dm3. Wystêpuj¹ na ogó³p³ytko w Ÿród³ach i górnych partiach profilów wiertni-czych. Obecnoœæ ich stwierdzono przede wszystkim naobszarach wystêpowania przede wszystkim ska³ meta-morficznych, a tak¿e granitoidów. Za lecznicze uznanezosta³y bogate w radon wody siarczkowe i fluorkoweL¹dka-Zdroju (Góry Z³ote) oraz szczawy i wody radono-we Œwieradowa-Zdroju (Góry Izerskie). Wœród innychznanych wyst¹pieñ takich wód wymieniæ mo¿na punktypo³o¿one w bezpoœrednim s¹siedztwie L¹dka-Zdroju(Lutynia, Wójtówka, Wrzosówka, Or³owiec, Stójków)oraz w nieco bardziej odleg³ych miejscowoœciach Kletnoi Boles³awów (Masyw Œnie¿nika K³odzkiego). W Sude-tach Zachodnich s¹ to: Szklarska Porêba, Sosnówka i Ko-wary (masyw granitoidowy Karkonoszy).

Wymienione tu punkty z pewnoœci¹ nie wyczerpuj¹ li-sty wyst¹pieñ wód radonowych. Przydatnoœæ leczniczatakich wód jest obecnie kwestionowana w krêgach lekar-skich (m.in. T. Rudnicki, 1985). Wynikiem tego jest wy-kreœlenie z rejestru wód leczniczych, wczeœniej za takieuznanych, wód radonowych w Szklarskiej Porêbie, So-snówce i Kowarach. Stosowanie s³abo zmineralizowa-nych wód radonowych w Œwieradowie-Zdroju wydaje siê

58

Prowincja sudecka

usankcjonowane d³ugoletni¹ tradycj¹. Podobnie jestw L¹dku-Zdroju, gdzie radon jest tylko jednym ze sk³ad-ników tamtejszych wód, obok innych, jak fluorki czyzwi¹zki siarki na niskim stopniu utlenienia, bezspornieuznanych za lecznicze, a tak¿e w Przerzeczynie-Zdroju,gdzie czynnikiem leczniczym jest tak¿e siarkowodór.

Wystêpowanie s³abo zmineralizowanych wód radono-wych w Sudetach i na bloku przedsudeckim mo¿e byæuznane za zjawisko pospolite. Mo¿na siê ich spodziewaæwszêdzie tam, gdzie wzbogacone w uran i tor ska³y kry-staliczne s¹ tektonicznie zaburzone, w wyniku czegozwiêkszony jest ich wspó³czynnik emanowania radonu(T. A. Przylibski, 2000; T. A. Przylibski i in., 2004). Wo-bec w¹tpliwej przydatnoœci leczniczej wód radonowych,nie bêdziemy siê tu nimi szerzej zajmowaæ.

Regionalizacja sudeckich mineralnych wód wodoro-wêglanowych, kwasowêglowych i szczaw (dalej okreœla-nych ³¹cznie jako wody wodorowêglanowe) oraz wódtermalnych musi siê opieraæ na ich rozpoznanych wy-st¹pieniach i bêdzie ulegaæ zmianom w miarê nowych od-

kryæ tych wód. Niekiedy, tam gdzie stwierdzono równo-czesne wystêpowanie obu tych typów (Duszniki-Zdrój,Grabin, Jeleniów), ten regionalny podzia³ staje siê nie-ostry. Gdzie indziej jednak mo¿e byæ przydatny (np. dlapotrzeb planowania przestrzennego) pod warunkiem, ¿ebêdziemy pamiêtaæ o jego nieostatecznym charakterze(fig. 6.1).

Podstawowy podzia³ prowincji sudeckiej na regionSudetów i bloku przedsudeckiego mo¿e byæ z powodze-niem stosowany do obu g³ównych typów rozpatrywanychtu wód. Dalszy podzia³ na subregiony wymaga ju¿ jednakich odrêbnego traktowania. Podstawowym kryterium ta-kiego podzia³u jest przynale¿noœæ danego systemu hydro-geologicznego do konkretnej jednostki geologicznej, a tak-¿e styl tektoniczny i inwentarz litologiczny tej jednostki.

Z punktu widzenia wystêpowania mineralnych wódwodorowêglanowych mo¿na w Sudetach wyró¿niæ: rejonizerski (Œwieradów-Zdrój, Czerniawa-Zdrój), rejon ka-czawski (Stare Rochowice), rejon wa³brzyski (Stare Bo-gaczowice, Szczawno-Zdrój, Wa³brzych, Jedlina-Zdrój,

59

Ogólne problemy wystêpowania wód zmineralizowanych i termalnych

Fig. 6.1. Uzdrowiska i miejscowoœci z wodami leczniczymi prowincji sudeckiej (stan na 31.12.2006 r.)

a tak¿e nieistniej¹ce ju¿ Ÿród³a, zanik³e w wyniku dzia³al-noœci górnictwa wêgla kamiennego) oraz rejon k³odzki.W tym ostatnim wystêpuje wiêkszoœæ sudeckich szczawi wód kwasowêglowych, zarówno uznanych za lecznicze(Duszniki-Zdrój, Stare Bobrowniki, Szczawina – GóryBystrzyckie; D³ugopole-Zdrój – rów Górnej Nysy K³odz-kiej; Polanica-Zdrój – synklinorium œródsudeckie; Kudo-wa-Zdrój, Jeleniów – zapadlisko Kudowy), jak te¿ okre-œlanych nieformalnie jako potencjalnie lecznicze wodywodorowêglanowe (Nowa £omnica i Nowa Bystrzyca –Góry Bystrzyckie; Szalejów Górny, Stary Wielis³aw Dol-ny, D³ugopole Dolne, Krosnowice i Gorzanów – rówGórnej Nysy K³odzkiej).

Podzia³ regionu sudeckiego z punktu widzenia wystê-powania wód termalnych zaproponowa³ J. Dowgia³³o(2001). W obrêbie Sudetów wyró¿ni³ on subregiony: (1)jeleniogórski i (2) wa³brzysko-k³odzki, zaœ w obrêbie blo-ku przedsudeckiego: (3) legnicki i (4) œwidnicko-niemo-dliñski (fig. 6.2). Do subregionu (l) zaliczono Kotlinê Jele-niogórsk¹ z wodami termalnymi Cieplic Œl¹skich-Zdrojuoraz obszary perspektywiczne Gór Izerskich i s¹siaduj¹c¹z nimi od zachodu depresjê Turoszowa (Z. Cymerman,2004), gdzie w przedwaryscyjskim granicie rumburskim,z którego jest zbudowane pod³o¿e neogenu, stwierdzonowodê mineraln¹ o temperaturze 27°C i mineralizacji oko³o4 g/dm3 (T. Sztuk, 1986). Subregion (2) obejmuje Góry

60

Prowincja sudecka

Fig. 6.2. Sudecki region geotermiczny (SRG) (wg J. Dowgia³³y, 2001)

Subregiony: 1 – jeleniogórski, 2 – wa³brzysko-k³odzki, 3 – legnicki, 4 – œwidnicko-niemodliñski

Z³ote z wodami termalnymi L¹dka-Zdroju, Góry Bystrzy-ckie i zapadlisko Kudowy z wodami termalnymi Dusznik--Zdroju i Jeleniowa oraz obszary perspektywiczne syn-klinorium œródsudeckiego zarówno w Kotlinie K³odzkiej(Krosnowice), jak i w rejonie Wa³brzycha. W subregionie(3) nie s¹ dotychczas znane wyst¹pienia wód termalnych,ale wzrastaj¹ca ku NE gêstoœæ powierzchniowego stru-mienia cieplnego pozwala traktowaæ go jako perspekty-wiczny. W subregionie (4) wystêpuje w utworach pre-kambru szczawa termalna (31,4°C), nawiercona w Grabi-nie na g³êbokoœci 485 m (T. Hordejuk, Z. P³ochniewski,1986), zaœ jego perspektywiczny charakter potwierdzaj¹liczne tu wyst¹pienia neogeñskich wulkanitów. Nale¿y tute¿ wspomnieæ o po³o¿onym w tym obszarze (w strefiedyslokacyjnej Niemczy), unikatowym w regionie sudec-kim, wyst¹pieniu s³abo zmineralizowanych wód siarcz-kowych, radonowych (Przerzeczyn-Zdrój). Utwory staro-

paleozoiczne (spêkane granodioryty i gnejsy) strefy dyslo-kacyjnej Niemczy, z których pochodz¹ wody leczniczePrzerzeczyna-Zdroju, s¹ zdaniem autorów perspektywicz-ne dla poszukiwañ wód termalnych (J. Fistek, 1995).

Na temat warunków wystêpowania szczaw i wód ter-malnych w prowincji sudeckiej opublikowano wiele praczarówno przegl¹dowych, jak i szczegó³owych. Z tychpierwszych przed rokiem 1945 ukaza³y siê m.in. opraco-wania: K. Schwanckfelda (1600), M. G. Aeluriusa (1625),D. Greupnera (1775), J. G. Morgenbessera (1777), G. Mo-galli (1802), F. Frecha (1912) i E. Meistera (1932). Wœródautorów prac przegl¹dowych, opublikowanych po II woj-nie œwiatowej, znajduj¹ siê: M. Dominikiewicz (1951), J.Teisseyre (1954, 1966), J. Dowgia³³o i in. (1969), J. Fistek(1971), J. Dowgia³³o red. (1974), A. Jarocka red. (1976),A. Pilich (1979), J. Koz³owski (1998), B. Kie³czawa(2001) oraz B. Wiktorowicz (2004).

6.3. Szczegó³owa charakterystyka wystêpowania wód

6.3.1. Sudety

Depresja Turoszowa

Obni¿enie tektoniczne, zwane depresj¹ Turoszowa (Z.Cymerman, 2004) lub nieck¹ ¿ytawsk¹, oddziela blokkarkonosko-izerski od bloku ³u¿yckiego. Jest ono frag-mentem neogeñskiego obni¿enia tektonicznego ¯ytawa–Wêgliniec. Granicê miêdzy depresj¹ Turoszowa a blo-kiem karkonosko-izerskim stanowi po³udnikowy uskokNysy £u¿yckiej, przed³u¿aj¹cy siê a¿ po rejon Poddêbicw niecce pó³nocnosudeckiej. Pod³o¿e neogenu depresjiTuroszowa zbudowane jest z ró¿nego rodzaju zmetamor-fizowanych granitów i granodiorytów dolnopaleozoicz-nych, pociêtych gêst¹ sieci¹ uskoków i w wielu miejscachpokrytych paleogeñskimi lawami bazaltowymi. Osado-wy nadk³ad ska³ krystalicznych zawiera mi¹¿sze pok³adywêgla brunatnego, eksploatowanego w kopalni odkryw-kowej Turów w Turoszowie.

Opolno-Zdrój. W po³o¿onej na wysokoœci 250 mn.p.m. wsi Opolno (fig. 6.1) niewielkie zdrojowiskoczynne by³o od 1836 r. Wykorzystywano w nim s³abozmineralizowan¹ wodê ¿elazist¹, której wyp³ywy poja-wi³y siê w wierceniach wykonywanych w 1805 r.w zwi¹zku z planami rozbudowy kopalni wêgla brunatne-go. £¹cznie odwiercono tu 6 otworów ujmuj¹cych wodêz warstw wêgla brunatnego na g³êbokoœci od 7 do 40 m(Deutsches Bäderbuch, 1907). Woda zawiera od 100 do230 mg/dm3 rozpuszczonych sk³adników sta³ych, w tymdo 25 mg/dm3 jonu ¿elazawego, i jest typu SO4–Ca–Mg.Na uwagê zas³uguje podwy¿szona zawartoœæ wolnegoCO2 od 10 do 130 mg/dm3 (M. Dominikiewicz, 1951).Wody te zosta³y zdrenowane przez rozszerzaj¹ce siê wy-robiska górnicze kopalni Turów.

61

Szczegó³owa charakterystyka wystêpowania wód

Turoszów. Wyp³yw wody termalnej w kopalni Turówzosta³ opisany przez W. Ciê¿kowskiego i T. Sztuka(1985) oraz przez T. Sztuka (1986). Nast¹pi³ on w 1981 r.ze strefy uskokowej w obrêbie przedwaryscyjskiego gra-nitu rumburskiego, tworz¹cego w tym miejscu pod³o¿emioceñskiej formacji brunatnowêglowej. Wydajnoœæ wy-p³ywu, o temperaturze 27°C, mineralizacji 4 g/dm3 typuHCO3–Na i zawartoœci jonu fluorkowego 14,5 mg/dm3,osi¹gnê³a 8 m3/h. Temperatury w dolnych partiach systemukr¹¿enia, szacowane na podstawie geotermometrów che-micznych, mog¹ przekraczaæ 100°C (J. Dowgia³³o, 2002a).Obszar zasilania systemu znajduje siê prawdopodobnie nazachodnich stokach masywu karkonosko-izerskiego.

Góry Izerskie

Polska czêœæ Gór Izerskich ograniczona jest od zacho-du Bram¹ ¯ytawsk¹, a od wschodu prze³êczami Szklar-sk¹ i Zimn¹. Ku pó³nocy góry te opadaj¹ progiem tekto-nicznym ku Pogórzu Izerskiemu. Sk³adaj¹ siê z czterechgrzbietów oddzielonych dolinami: Kwisy, Ma³ej Ka-miennej, Izery i Kamiennej. Od po³udnia s¹ to: GrzbietKamienicki, Wysoki Grzbiet, bêd¹cy kulminacj¹ GórIzerskich (Wysoka Kopa, 1126 m n.p.m.), Œredni Grzbieti Izera. Góry Izerskie odwadniane s¹ g³ównie przez do-p³ywy Nysy £u¿yckiej i Bobru (zlewisko Ba³tyku) orazIzery (zlewisko Morza Pó³nocnego).

Obszar Gór Izerskich zbudowany jest g³ównie z silniesfa³dowanych, dolnopaleozoicznych gnejsów (gnejsyizerskie) powsta³ych w wyniku dwukrotnego metamorfi-zmu starszych (górnoproterozoicznych i staropaleozoicz-nych) ska³ osadowych. W obrêbie gnejsów wystêpuj¹równole¿nikowe pasma ³upków krystalicznych (pó³noc-ne pasmo Z³otnik Lubañskich, œrodkowe – Starej Kamie-nicy i po³udniowe – Szklarskiej Porêby), niekiedy amfi-bolitów tego samego wieku. Lokalnie wystêpuj¹ ordo-wickie intruzje granitów zwanych rumburskimi, a tak¿e¿y³y minera³ów hydrotermalnych (m.in. ¿y³a kwarcu eks-ploatowana na Izerskich Garbach).

Pogórze Izerskie stanowi czêœæ Pogórza Zachodniosu-deckiego miêdzy Nys¹ £u¿yck¹ na zachodzie i dolin¹ Bo-bru na wschodzie. Jest to obszar pagórkowaty (250–500 mn.p.m.), rozdzielony przez Kwisê na wy¿sz¹ czêœæ zachod-

ni¹ i ni¿sz¹ – wschodni¹. Zbudowany jest g³ównie z silniesfa³dowanych proterozoicznych i staropaleozoicznychska³ metamorficznych, przewa¿nie gnejsów, podrzêdnie³upków krystalicznych, na których od pó³nocy i pó³nocne-go wschodu le¿¹ ska³y osadowe triasu i kredy.

Œwieradów-Zdrój (470–560 m n.p.m.). Pierwsze wia-domoœci o wystêpowaniu wody mineralnej w Œwierado-wie pochodz¹ z pocz¹tku XVI w. Wed³ug K. Schwanck-felda (1600) Ÿród³o szczawy, nazywane wczeœniej Œwiê-tym, nosi³o nazwê Bierbrunnen (studnia piwna), zaœpierwszy dom zdrojowy i pijalniê wód zbudowano tuw 1795 r. (B. Paczyñski, Z. P³ochniewski, 1996). �ród³ate wystêpuj¹ w obrêbie granitognejsów izerskich. Najwy-¿ej po³o¿ona grupa szeœciu Ÿróde³ im. Marii Curie--Sk³odowskiej jest zwi¹zana ze skrzy¿owaniem dwóchsystemów szczelin o przebiegu NNE–SSW i E–W, w ob-rêbie leukokratycznej facji granitognejsów. Dostarczaj¹one wody s³abo zmineralizowanej o zawartoœci Rn dooko³o 3000 Bq/dm3 (B. G³owiak, J. Zió³kowski, 1965).

�ród³a istniej¹ce i zanik³e po³o¿one na terenie i obokDomu Zdrojowego (m.in. Górne) oraz nad Kwis¹ (m.in.Dolne i Zofia) s¹ zwi¹zane z dyslokacj¹ o przebieguNNE–SSW. Dostarczaj¹ one szczaw radonowych (do1100 Bq/dm3), s³abo zmineralizowanych (Górne) lubo mineralizacji nieco powy¿ej 1000 mg/dm3 typu HCO3–Ca–Mg, jak Zofia (J. Fistek, 1967).

W latach 1963–1974 wykonano na terenie Œwierado-wa-Zdroju kilkanaœcie wierceñ, które dostarczy³y zarów-no wód radonowych prostych, jak i szczaw (J. Fistek,1983). Ponadto szczegó³owe badania hydrogeologiczne,prowadzone miêdzy Œwieradowem-Zdrojem a Czernia-w¹-Zdrojem, doprowadzi³y do wykrycia na stoku góryOpalenice wody radonowej w obrêbie leukogranitów(Ÿród³o Sancta Maria).

Wody lecznicze Œwieradowa-Zdroju (zarówno s³abozmineralizowane, jak i szczawy) s¹ niew¹tpliwie pocho-dzenia infiltracyjnego. Obszar ich zasilania stanowi¹przede wszystkim SW zbocza doliny Kwisy, wchodz¹cew sk³ad jednostki morfologicznej Wysokiego Grzbietu,a tak¿e przypuszczalnie zbocza Grzbietu Kamienickiego.

Czerniawa-Zdrój (ok. 540 m n.p.m.). Wody leczni-cze Czerniawy-Zdroju oraz s¹siaduj¹cej z ni¹ wsi Ulicko(dawniej Pogranicze Górne) wystêpuj¹ w utworach meta-

62

Prowincja sudecka

morficznych stanowi¹cych os³onê granitu Karkonoszy.S¹ to szczawy typu HCO3–Ca–Mg+Fe. Obecnoœæ ich jestzwi¹zana ze strefami dyslokacyjnymi o kierunkach N–Si NW–SE. W trakcie prac badawczych prowadzonychw latach 1959–1960 odkryto w Czerniawie-Zdroju Ÿród³os³abo zmineralizowanej wody radonowej, a w Ulickuuzyskano szczawy w szeœciu odwiertach o g³êbokoœciach100–260 m.

Wœród geologów niemieckich przyjmowany by³ po-gl¹d G. Berga (1926) dotycz¹cy istnienia uskoku („szcze-liny Ÿród³owej”) ³¹cz¹cego szczawy Œwieradowa-Zdrojui Czerniawy-Zdroju–Ulicka. ¯adne póŸniejsze badaniahipotezy tej nie potwierdzi³y. Wynika z tego, ¿e mamy tudo czynienia z dwoma systemami kr¹¿enia wód, wyma-gaj¹cymi odrêbnego traktowania w zakresie gospodarkiwodami podziemnymi i ich ochrony. £¹czenie ich z wy-stêpuj¹cymi po stronie czeskiej szczawami NovéhoMìsta pod Smrkem i Libverdy w jedn¹ jednostkê hydro-geologiczn¹ (W. Ciê¿kowski, 1983, 2003) nie znajdujeuzasadnienia w œwietle badañ geologicznych.

Kotlina Jeleniogórska

Kotlina Jeleniogórska stanowi zapadlisko œródgórskiepo³o¿one pomiêdzy Karkonoszami na po³udniu, PogórzemIzerskim i Górami Izerskimi na zachodzie, Górami Ka-czawskimi na pó³nocy i Rudawami Janowickimi nawschodzie. Jej powierzchnia wynosi oko³o 270 km2, œred-nia wysokoœæ 350–400 m n.p.m. Ponad poziom kotlinywyrastaj¹, zw³aszcza w jej œrodkowej czêœci, wzgórzao wysokoœci wzglêdnej oko³o 150 m. S¹ to: Wzgórza£omnickie, Grodna (506 m n.p.m.), Chojnik i Witosza.Dno Kotliny Jeleniogórskiej pokryte jest osadami glacjal-nymi (i³y warwowe, piaski i ¿wiry fluwioglacjalne, glinymorenowe) oraz rzecznymi (piaski, mady). Jest ona od-wadniana przez Bóbr, do którego w okolicach Jeleniej Gó-ry uchodz¹: Kamienna, £omnica i Radomierka. Pod³o¿eczwartorzêdu Kotliny Jeleniogórskiej zbudowane jestz górnokarboñskich granitoidów (granity karkonoskie).W czêœci zachodniej wystêpuj¹ póŸnoprekambryjskiei staropaleozoiczne gnejsy (izerskie) i ³upki krystaliczne(pasma Starej Kamienicy i Szklarskiej Porêby), a w czêœcipó³nocnej przeobra¿one, staropaleozoiczne ska³y (zieleñ-

ce) Gór Kaczawskich. Te ostatnie oddziela od granitówkarkonoskich dyslokacja o przebiegu zbli¿onym do rów-nole¿nikowego, zwana uskokiem œródsudeckim.

Jelenia Góra – Cieplice Œl¹skie-Zdrój. Wody ter-malne Cieplic Œl¹skich-Zdroju s¹ niew¹tpliwie najwa¿-niejszym wyst¹pieniem takich wód w regionie sudeckim.Uzdrowisko znajduje siê w granicach administracyjnychJeleniej Góry, a jego wody termalne nale¿¹ do jeleniogór-skiego systemu geotermicznego, opisanego szczegó³owow pracach J. Dowgia³³y, J. Fistka (1995) oraz J. Fistka, J.Dowgia³³y (2003).

Niepewne przekazy ustne, które nastêpnie pojawi³y siêw rêkopiœmiennych kronikach, mówi¹ o roku 1175, kiedyto Ÿród³a cieplickie mia³y zostaæ odkryte przez pasterzaowiec (C. Grünhagen, 1857). �ród³a historyczne doty-cz¹ce Cieplic pochodz¹ z XIII w. Datê 18 marca 1261 r.nosi akt nadania zakonowi joannitów „…miejsca zwane-go Callidus fons (ciep³e Ÿród³o) wraz z 250 ³anami…”przez Bernarda, ksiêcia œl¹skiego i pana na Lwówku.Przywilejem z dnia 8 marca 1288 r. Bolko, ksi¹¿ê œl¹ski,pan na Lwówku da³ „…komturowi Fontis Callidi … zazgod¹ mieszczan jeleniogórskich…” pozwolenie na bu-dowê w pobliskich Marczycach zajazdu, który „…nawieczne czasy, ma pozostaæ w³asnoœci¹ zakonu joanni-tów…”. Datê tê mo¿na uznaæ za pocz¹tek istnienia uzdro-wiska cieplickiego. Ju¿ jednak w 1381 r. Cieplice Œl¹skieprzesz³y na w³asnoœæ rodu Schaffgotschów, a od 1403 r.czêœciowo tak¿e cystersów, którzy stali siê w³aœcicielami„ma³ego Ÿród³a” zwanego póŸniej „koœcielnym” (obecnieprzypuszczalnie nr 5, Basen Damski). „Du¿e Ÿród³o”,zwane póŸniej „hrabiowskim” (obecnie przypuszczalnienr 6, Basen Mêski) pozosta³o we w³adaniu Schaffgot-schów. Cieplice Œl¹skie sta³y siê s³ynnym uzdrowiskiemmiêdzy XVII a XX wiekiem. W miarê wzrostu liczby za-biegów leczniczych zwiêksza³o siê zapotrzebowanie nawodê, które starano siê zaspokajaæ przez pog³êbianie Ÿró-de³ studniami kopanymi, a tak¿e wierc¹c w nich otworyo g³êbokoœci nieprzekraczaj¹cej 60 m (Marysieñka, 52 m,1910 r.; Nowe, 37,5 m, 1930 r.).

W latach 1971 i 1972 wykonano na terenie ParkuZdrojowego dwa otwory wiertnicze o g³êbokoœciach 661(C-l) i 750 m (C-2). Drugi z nich dostarczy³ znacznychiloœci wody termalnej wystêpuj¹cej na g³êbokoœci prze-

63


kraczaj¹cej 700 m. Wydajnoœæ samowyp³ywu osi¹gnê³atu 40 m3/h, zaœ ciœnienie przy zamkniêtej g³owicy wy-nios³o 2,5 atm. Uzyskana wydajnoœæ kilkakrotnie prze-kroczy³a ³¹czn¹ iloœæ wody termalnej dostarczanej do-tychczas przez Ÿród³a naturalne i p³ytkie odwierty.

Zapotrzebowanie na dodatkowe iloœci wody termal-nej, s³u¿¹cej zarówno celom leczniczym, jak i ogrzewa-niu pomieszczeñ, spowodowa³o decyzjê o pog³êbieniuotworu C-1. Osi¹gn¹³ on w 1997 r. g³êbokoœæ 2002,5 m,co jest rekordem dla wierceñ hydrogeologicznych, wyko-nanych dotychczas na obszarze Sudetów polskich. Wy-dajnoœæ samowyp³ywu wody termalnej z g³êbokoœci po-ni¿ej 1600 m wynosi³a 88 m3/h, a ciœnienie przy zamkniê-

tej g³owicy bezpoœrednio po zakoñczeniu g³êbienia otwo-ru wykaza³o 3 atm. Temperatura wody mierzona nawyp³ywie osi¹gnê³a 87,6°C, zaœ na g³êbokoœci 1850–1855 m – 98,7°C. Po kilku miesi¹cach badañ i obserwacjitemperatura samowyp³ywu ustabilizowa³a siê na pozio-mie 86,7°C, a jego wydajnoœæ obni¿y³a siê do 45 m3/h, coprzypuszczalnie mo¿na uznaæ za wielkoœæ sta³¹ (J. Fistek,J. Dowgia³³o, 2003).

Wody termalne Cieplic Œl¹skich-Zdroju zwi¹zane s¹z karboñskimi granitami monzonitowymi i granodioryta-mi poprzecinanymi doœæ gêst¹ sieci¹ ¿y³ i dajek lamprofi-rowych (fig. 6.3 i 6.4). Sk³ad chemiczny wód w ca³ymprofilu jest niezwykle jednolity. S¹ to – od wyp³ywów po-

64

Prowincja sudecka

Fig. 6.3. Szkic geologiczno-tektoniczny rejonu Cieplic Œl¹skich-Zdroju (wg J. Fistka, J. Dowgia³³y, 2003)

65


Fig. 6.4. Uproszczony prze-krój hydrogeologiczny przezotwory C-1 i C-2 w CieplicachŒl¹skich-Zdroju (wg J. Fistkai J. Dowgia³³y, 2003)

66

Prowincja sudecka

Przyk³adowe analizy chemiczne wód zmineralizowanych

Czerniawa--Zdrój

Œwieradów--Zdrój

CiepliceŒl¹skie-Zdrój

Stare Rochowice Szczawno--Zdrój

Jedlina--Zdrój

Polanica--Zdrój

Nazwa/okreœlenie ujêcia Nr 4 Zofia Cieplice-1 Nr 1 Mieszko J-600 W. Pieniawa

Wiek formacji wodonoœnej proterozoik prekambr karbon górny paleozoik dolny karbon dolny karbon górny kreda górna

Litologia ³upki ³yszcz. gnejs granit ³upki szarog³azy piaskowce piaskowce

Sposób ujêcia i g³êbokoœæodwiert197 m

dzwon4 m

odwiert2002,5 m

odwiert44 m

dzwon4 m

odwiert365 m

odwiert34 m

Wydajnoœæ/zasoby (dm3/min) 19,5 3,3 750,0 4,0 3,2 11,0 310,0

Data pobrania próbki 16.04.1975 16.04.1975 21.05.1998 10.02.1972 23.10.1975 8.10.1969 6.04.1976

Temperatura wody (°C) 11,0 5,0 86,7 n.m. 12,5 n.m. 12,3

pH 5,9 5,4 8,37 6,13 7,1 11,5 6,0

Aktywnoœæ promieniotw.(Bq/dm3)

44,8 566,8 16,3 n.m. 40,7 n.m. n.m.

Sk³ad chemiczny mg/dm3

Na+ 132,0 41,5 155,62 1095,0 650,0 125,0 70,0

K+ 16,0 4,5 4,57 28,0 20,0 13,0 42,0

Li+ 0,77 0,19 0,178 n.o. 1,5 n.o 0,1

NH4+ 0,16 n.s. 0,05 1,3 0,76 5,2 œl.

Ca2+ 345,69 104,65 9,0 430,75 110,22 202,0 258,4

Mg2+ 150,53 47,04 0,82 84,0 71,74 98,06 39,03

Fe2+ 30,5 19,1 0,04 58,5 2,8 1,4 4,6

Mn2+ 0,49 0,27 0,01 0,44 0,16 1,7 0,33

F– 0,9 2,4 11,75 0,45 n.s. n.o n.s.

Cl– 8,86 5,48 51,05 31,75 102,82 18,0 7,09

Br– n.s. n.s. n.b. n.o. n.s. n.o n.s.

J– n.s. n.s. n.b. n.o. n.s. n.o. n.s.

SO42– 24,0 13,17 142,17 1971,91 305,0 44,8 61,2

HCO3– 2210,49 686,45 170,86 2259,47 1910,00 1427,82 1168,16

HAsO42– n.s. n.s. n.o. n.o. n.o. n.o. n.o.

NO2– n.s. n.s. n.s. n.s. n.s. n.s. n.s.

NO3– œl. n.s. n.s. n.s. n.o. n.s. œl.

H SiO2 3 67,6 72,6 72,8 n.o. 26,0 n.o. 18,2

HBO2 n.s. 1,62 0,507 n.o. 2,19 n.o. n.s.

Suma sk³adników sta³ych 2987,99 1000,67 546,7 5988,87 3203,19 1936,98 1659,11

Wolny CO2 2200,0 2960,0 0,0 2307,0 1945,0 2340,0 2006,0

Typ wodyszczawa

HCO3–Ca–Mg

szczawaHCO3–Ca–M

g, F, Fe

wodatermalna,

F, Si

szczawaSO4–HCO3–Na–

Ca, Fe

szczawaHCO3–Na

szczawaHCO3–Ca–Mg

szczawaHCO3–Ca

*zawartoœæ CO2 powy¿ej 1000 mg/dm3, mineralizacja poni¿ej 1000 mg/dm3; n.o. – nie oznaczono; n.s. – nie stwierdzono; n.m. – nie mierzono;

67


Tabela 6.1

i termalnych Sudetów i bloku przedsudeckiego

Duszniki--Zdrój

Kudowa--Zdrój

D³ugopole--Zdrój

Gorzanów SzczawinaL¹dek--Zdrój

Przerzeczyn--Zdrój

Grabin

Pieniawa Chopina K-200 Renata Nr 5 Studzienne L-2 Siarczkowe Odra 5/I

proterozoik kreda górna proterozoik kreda górna proterozoik proterozoik czwartorzêd proterozoik

³upki ³yszcz. mu³owce, p-ce ³upki ³yszcz. piaskowce ³upki ³yszcz. gnejsy gliny, rumosz gnejsy

odwiert78 m

odwiert211 m

odwiert17,4 m

odwiert280,5 m

dzwon4 m

odwiert700 m

stud. kop.11 m

odwiert545 m

240 84 14 610 10 60 17 2066

07.05.1975 06.05.1975 11.04.1975 03.11.1970 26.03.1973 10.04.1975 12.04.1975 22.09.1983

17,0 11,7 10,0 12,5 10,3 44,7 9,3 31,4

5,9 6,1 5,7 6,75 6,9 9,2 7,5 6,78

n.m.13,0 90,6 n.o. n.o. 151,3 40,7 n.o.

mg/dm3

150,0 511,0 75,6 97,5 13,50 52,0 19,0 1620,0

81,0 55,0 12,7 8,5 7,8 1,0 1,3 101,0

0,12 2,1 0,32 n.o. n.o. n.o. n.s. 4,2

n.s. 0,12 2,56 n.o. 0,64 n.o. 0,12 2,4

208,01 237,79 130,23 278,53 88,35 3,1 64,93 458,0

58,5 74,06 60,21 23,47 31,65 0,47 9,41 364,0

13,9 9,25 16,35 5,0 9,80 0,66 0,24 5,8

0,99 0,33 0,70 0,22 0,49 n.o. n.s. 0,06

0,3 0,7 0,25 n.o. n.o. 10,0 0,2 0,33

10,64 76,85 9,82 49,54 5,31 8,36 13,3 533,0

n.s. n.s. n.s. n.o n.o. n.o. n.s. 3,7

n.s. n.s. n.s. n.o. n.o. n.o. n.s. 0,5

64,0 230,4 44,48 54,72 34,24 16,5 8,0 6,0

1385,64 2151,86 894,52 1096,13 446,45 42,63 261,85 6810,0

n.s. 1,85 n.o. n.o. n.o. n.o. n.o. 0,1

n.s. n.s. n.s. n.o. n.s. n.o. n.s. n.s.

œl. n.s. n.s. n.o. 0,70 n.o. n.s. n.s.

52,0 76,8 41,0 20,8 39,0 39,0 33,8 126,7

n.o. 8,18 1,78 n.o. n.o. n.o. n.o. 4,0

2026,1 3435,29 1290,60 1634,41 676,11 195,82 411,15 10 050,14

2100,0 2540,0 2440,0 889,0 2422,0 n.s. n.s. 1229,0

szczawaHCO3–Ca–Na, Fe

szczawaHCO3–Na–Ca

, As, B

szczawaHCO3–Ca–Mg–

Na, Fe, Rn

woda kwasowê-glowa

HCO3–Ca–Na

szczawaprosta*

woda termalna,F, S, Si, Rn

woda siarczko-wa

szczawa termalnaHCO3–Na–Mg,

Si

œl. – iloœci œladowe

wierzchniowych do najg³êbszych dop³ywów do otworuC-1 – wody o sk³adzie SO4–HCO3–Na +F, których mine-ralizacja rzadko przekracza 620 mg/dm3.

Istnieje oczywista wiêŸ hydrauliczna miêdzy wszyst-kimi strefami wodonoœnymi przebitymi otworem C-l.Wykonane tu testy wydajnoœci spowodowa³y znaczn¹ de-presjê w otworze C-2, jak równie¿ przejœciowy zanik naj-cieplejszych wyp³ywów naturalnych (Ÿród³a Basenowenr 5 i 6) dostarczaj¹cych najcieplejszej wody (tab. 6.1).Wyp³ywy pojawi³y siê ponownie w kilka dni po zakoñ-czeniu testowania otworu C-l.

Podwy¿szon¹ temperaturê wody w studniach kopanychi stosunkowo wysoki gradient geotermiczny w p³ytkichotworach wiertniczych zaobserwowano na kilku obsza-rach Kotliny Jeleniogórskiej, na wschód, pó³noc i zachódod Cieplic Œl¹skich-Zdroju. Sugeruje to obecnoœæ wód ter-malnych p³ytkiego kr¹¿enia (J. Dowgia³³o, J. Fistek, 1995).

Istniej¹ sprzeczne pogl¹dy na po³o¿enie i wysokoœæstref zasilania wód termalnych Kotliny Jeleniogórskiej.J. Fistek i H. Têsiorowska (1973) zwrócili uwagê na pod-wy¿szon¹ zawartoœæ jonu fluorkowego w tych wodach,co ich zdaniem mo¿e wskazywaæ na zasilanie od zacho-du, gdzie wystêpuj¹ zawieraj¹ce fluoryt ³upki ³yszczy-kowe Pasma Kamienickiego. Wed³ug W. Ciê¿kowskiegoi in. (1992) niska zawartoœæ ciê¿kich izotopów tlenu i wo-doru w cieplickich wodach termalnych œwiadczy o ich in-filtracji na wysokoœciach niewiele przekraczaj¹cychrzêdne wyp³ywu Ÿróde³ w warunkach klimatu ch³odniej-szego ni¿ obecny (plejstocen?), co zdaj¹ siê potwierdzaæoznaczenia zawartoœci gazów szlachetnych. ZdaniemJ. Dowgia³³y i J. Fistka (1995) sk³ad izotopowy tychwód jest rezultatem efektu wysokoœciowego, a infiltra-cja ma miejsce w górnych partiach masywu Karkonoszyi Wysokiego Grzbietu (Góry Izerskie) na wysokoœciachprzekraczaj¹cych 900 m n.p.m. Pogl¹d ten jest zgodnyz opini¹ F. Frecha (1912). Sk³ad chemiczny wód termal-nych pozwala przypuszczaæ, ¿e g³ównym ich zbiorni-kiem jest zespó³ skalny granitoidów karkonoskich (J.Dowgia³³o i in., 1989).

Temperatury wody w dolnych partiach cieplickiegosystemu hydrogeotermicznego (poni¿ej 2000 m) szaco-wane na podstawie geotermometrów chemicznychznacz¹co przekraczaj¹ 100°C (J. Dowgia³³o, 2000). Po-

twierdza to zbli¿ona do tej wartoœci temperatura zmierzo-na na dnie otworu C-l.

Góry Kaczawskie

Góry Kaczawskie ograniczaj¹ od pó³nocy Kotlinê Je-leniogórsk¹, od której oddziela je uskok œródsudecki.Rozci¹gaj¹ siê miêdzy dolin¹ Bobru na zachodzie a do-lin¹ Nysy Szalonej na wschodzie. Zbudowane s¹ ze s³abozmetamorfizowanych utworów kambryjskich (bazalty,ska³y piroklastyczne i tzw. wapienie wojcieszowskie), or-dowiku (kwarcyty, fyllity i ³upki krystaliczne – tzw. ³upkiradzimowickie), a tak¿e syluru i dewonu (³upki krze-mionkowe i lidyty). Ska³y te s¹ silnie pofa³dowane i po-ciête uskokami podczas orogenezy waryscyjskiej pod ko-niec dewonu. Na utworach dolnego paleozoiku le¿¹ nie-zgodnie ska³y permu (g³ównie klastyczne), piaskowcei wapienie triasu, a w rowach tektonicznych równie¿ kre-dy. Ska³y starszego paleozoiku s¹ w wielu miejscachprzebite przez permskie porfiry i melafiry. Po orogeneziewaryscyjskiej obszar Gór Kaczawskich zosta³ zrównanyi pokryty osadami permu i mezozoiku. Sw¹ obecn¹ rzeŸ-bê zawdziêcza paleogeñskim ruchom wypiêtrzaj¹cymorogenezy alpejskiej (saksoñskiej). Góry Kaczawskie s¹rozcz³onkowane przez Kaczawê i jej dop³ywy na wielemniejszych pasm i izolowanych garbów. S¹ to m.in.:Grzbiet Pó³nocny (Okolê, 721 m n.p.m.), Grzbiet Wscho-dni (¯eleŸniak, 666 m n.p.m.), Ma³y Grzbiet (Stromiec,551 m n.p.m.) i najwy¿szy – Grzbiet Po³udniowy (Sko-piec, 724 m n.p.m.), którego wschodnia czêœæ, oddzielonaod reszty Prze³êcz¹ Radomiersk¹, nosi nazwê Gór O³o-wianych (Turzec, 690 m n.p.m.). W œrodkowej i wschod-niej czêœci Gór Kaczawskich rozwinê³a siê rzeŸba kraso-wa. Znajduje siê tu tak¿e kilkadziesi¹t jaskiñ, z którychnajwiêksza, Jaskinia GwiaŸdzista ma 562 m d³ugoœcii 65 m g³êbokoœci. Jaskinia Imieninowa (w pobli¿u Ka-czorowa) powsta³a w wapieniach i ³upkach chlorytowychpod wp³ywem wód termalnych. Zjawiska krasowe mog¹mieæ zwi¹zek z paleogeñskim i neogeñskim wulkani-zmem bazaltowym, którego przejawy obserwuje siêg³ównie w pó³nocno-zachodniej czêœci Gór Kaczaw-skich, jak np. w obrêbie jednostek Jakuszowej, Che³mca,Z³otoryi czy zrêbu P³akowic (Z. Cymerman, 2004).

68

Prowincja sudecka

Stare Rochowice. We wsi po³o¿onej oko³o 4 km na za-chód od Bolkowa na wysokoœci oko³o 350 m n.p.m. znaj-duj¹ siê znane od XV w. Ÿród³a szczaw typu HCO3– SO4–Na–Ca–(Mg) o mineralizacji nieprzekraczaj¹cej 5 g/dm3

i niewielkiej wydajnoœci rzêdu 0,2 m3/h (G. Knetsch, 1938).Na podobne wody natrafiono w wykonanych po wojniewierceniach o g³êbokoœci 26–82 m (J. Fistek, 1975b).Szczawy Starych Rochowic wystêpuj¹ w metamorficz-nych utworach starszego paleozoiku (³upki serycytowei ska³y wêglanowe kambru i ordowiku), w strefie nasu-niêcia o kierunku NW–SE, wzd³u¿ którego ska³y te nasu-waj¹ siê na osady czerwonego sp¹gowca wype³niaj¹ceasymetryczny rów tektoniczny Wierzchos³awic. Siarcza-nowy typ wód zwi¹zany jest najprawdopodobniej z utle-nianiem pirytu, a tak¿e rozpuszczaniem a³unu. Oba te mi-nera³y wystêpuj¹ obficie w serii ³upkowej syluru Gór Ka-czawskich. Obecnoœæ CO2 w wodzie jest przypuszczalniewynikiem przedczwartorzêdowej aktywnoœci wulkanicz-nej, charakterystycznej dla górotworu kaczawskiego.

Jerzmanice-Zdrój. We wsi po³o¿onej na Pogórzu Ka-czawskim na wysokoœci 230 m n.p.m. (w pobli¿u Z³oto-ryi) istnia³o Ÿród³o s³abo zmineralizowanej wody ¿elazi-stej, zawieraj¹cej „znaczn¹ iloœæ” CO2 (W. Carlé, 1975).Od pierwszej po³owy XIX w. do ostatniej wojny czynnetu by³o niewielkie uzdrowisko. Wzd³u¿ nasuniêcia Jerz-manic górnokredowe piaskowce ciosowe niecki pó³noc-nosudeckiej granicz¹ z ³upkami syluru, z których zbudo-wany jest zr¹b Z³otoryi. Prawdopodobnie wysok¹ zawar-toœæ ¿elaza w wodzie (> 40 mg/dm3) nale¿y wi¹zaæ z mi-neralizacj¹ pirytow¹ ³upków (F. Frech, 1912). Obecnienie stwierdza siê podwy¿szonej zawartoœci CO2 w oko-licznych Ÿród³ach.

Góry Bardzkie

Góry Bardzkie s¹ orograficznym przed³u¿eniem kupo³udniowemu wschodowi Gór Sowich, oddzielonym odnich Srebrn¹ Prze³êcz¹ (586 m n.p.m.). Zbudowane s¹ zesfa³dowanych w orogenezie waryscyjskiej utworów paleo-zoicznych: zlepieñców, piaskowców oraz ³upków kambru,syluru i dolnego karbonu. Góry przecina antecedentnyprze³om Nysy K³odzkiej. Najwy¿szymi punktami s¹:Ostra Góra (751 m n.p.m.) oraz K³odzka Góra (762 m

n.p.m.), u której stóp po³o¿ona jest Prze³êcz K³odzka (481m n.p.m.).

Opolnica. �ród³o s³abo zmineralizowanej wodysiarczkowej, fluorkowej znajduje siê w prze³omowej do-linie Nysy K³odzkiej, na jej lewym tarasie, w odleg³oœcioko³o 2 km na zachód od Barda Œl¹skiego. Ujêcie Ÿród³a,zmodernizowane w 1972 r., stanowi¹ trzy studnie usytu-owane w trójk¹cie, ujmuj¹ce wodê na g³êbokoœci oko³o6 m ze strefy uskokowej w dolnokarboñskich ³upkachi szarog³azach. Wydajnoœæ na przelewie wynosi oko³o200 l/h, jej mineralizacja oko³o 700 mg/dm3, a zawartoœæH2S i F– odpowiednio oko³o 4 i 2 mg/dm3.

Synklinorium œródsudeckie

Znajduj¹ca siê w granicach Polski czêœæ synklinoriumœródsudeckiego obejmuje, z wyj¹tkiem triasu œrodkowe-go i górnego oraz jury, utwory osadowe od karbonu dol-nego do górnej kredy.

Czêœæ pó³nocno-zachodnia (wystêpowanie karbonu na po-wierzchni)

Z punktu widzenia wystêpowania wód zmineralizo-wanych (szczaw) na szczególn¹ uwagê zas³uguj¹ utworykarbonu ods³aniaj¹ce siê w pó³nocno-zachodniej czêœcisynklinorium œródsudeckiego. S¹ to osady molasowe dol-nego karbonu (kulmu) oraz utwory karbonu produktyw-nego (namur, westfal) równie¿ o charakterze molaso-wym. Osady karboñskie granicz¹ od pó³nocy z metamor-fikiem Gór Kaczawskich (uskok Domanowa), zaœ odpó³nocnego wschodu z depresj¹ Œwiebodzic i kr¹ gnej-sow¹ Gór Sowich (nasuniêcia Strugi i G³uszycy). Odpo³udniowego zachodu przykryte s¹ utworami póŸnejmolasy (stefan, perm dolny) z kwaœnymi wulkanitami.Wulkanity te przebijaj¹ tak¿e w wielu miejscach omó-wione wy¿ej osady karbonu.

Krajobraz synklinorium œródsudeckiego na obszarzewystêpowania karbonu na powierzchni jest zró¿nicowa-ny. Na pó³nocy znajduj¹ siê Góry Wa³brzyskie, którychizolowane kopu³y wznosz¹ siê ponad rozci¹gaj¹cy siê kuwschodowi zrównany poziom Pogórza Wa³brzyskiego.S¹ to wychodnie porfirowych ¿y³ kominowych przeci-naj¹cych utwory karbonu. Nad Wa³brzyskim Zag³êbiem

69


Wêglowym i uzdrowiskiem Szczawno-Zdrój dominujeChe³miec (834 m n.p.m.), dalej ku NW ci¹gnie siê grzbietTrójgarbu (779 m n.p.m.), a na po³udnie od Wa³brzychanajwy¿sz¹ gór¹ jest Borowa (854 m n.p.m.). Pomiêdzytymi wzniesieniami rozci¹ga siê Kotlina Wa³brzyska,w której rozwinê³a siê najwiêksza w Sudetach wa³brzy-ska aglomeracja górniczo-przemys³owa. Góra Borowanale¿y do Gór Czarnych. Jest to po³udniowy odcinek GórWa³brzyskich, który graniczy od po³udnia ze WzgórzamiW³odzickimi (Góra W³odzicka, 758 m n.p.m.) i obni¿e-niem Nowej Rudy, oddzielaj¹cym Góry Sowie i Bardzkieod Wzgórz W³odzickich.

Stare Bogaczowice. We wsi po³o¿onej na wysokoœci363 m n.p.m. nad Strzegomk¹, na pó³noc od szczytuTrójgarbu, usytuowane s¹ cztery Ÿród³a szczawy, znaneod XIII w. S¹ one ujête na g³êbokoœciach od 2 do 12 mw piaskowcach szarog³azowych i zlepieñcach karbonudolnego. W pobli¿u znajduje siê kilka kominów bazalto-wych (W. Carlé, 1975). Mineralizacja wody typuHCO3–Ca–Na ze Ÿród³a œw. Anny wynosi 2,5 g/dm3, za-wartoœæ wolnego CO2 – 1,6 g/dm3 (analiza wykonanaprzez B. Kossmanna w 1888 r.). Wydajnoœæ ujêæ jestniewielka, ale wystarczaj¹ca dla rozlewni wody mine-ralnej „Anna” (13 000 butelek dziennie – W. Koszarski,B. Ranowicz, 1982).

Struga. W g³êboko wciêtej dolinie Czy¿ynki znajdo-wa³o siê Ÿród³o Czy¿ynka. Woda analizowana by³a przezBischoffa w 1888 r. i okreœlona jako szczawa prosta o mi-neralizacji oko³o 150 mg/dm3, obfituj¹ca w CO2 (W.Carlé, 1975). �ród³o wyp³ywa³o ze s³abo sfa³dowanychzlepieñców i szarog³azów karbonu dolnego, podobnie jakw Starych Bogaczowicach.

Szczawno-Zdrój. S³ynne uzdrowisko klasy europej-skiej le¿y na wysokoœci 400–410 m n.p.m. w NE czêœciGór Wa³brzyskich nad Pe³cznic¹, dop³ywem Strzegomki.Nazwa miejscowoœci Salzbron (s³ona studnia) po-chodz¹ca od istniej¹cego do dzisiaj, choæ ca³kowicie ina-czej ujêtego Ÿród³a Mieszko (pierwotnie Salzbrunn, póŸ-niej Oberbrunnen – M. Dominikiewicz, 1951), pojawiasiê po raz pierwszy w 1221 r. w przywileju Henryka Bro-datego, ksiêcia œl¹skiego (K. Maleczyñski, 1951). Wystê-puj¹ce tu szczawy typu HCO3–Na, o mineralizacji od 0,8do 4,2 g/dm3, zawieraj¹ od 0,3 do 2 g/dm3 wolnego CO2.

Maksymalna zawartoœæ Cl–, notowana w wodzie z ujêciaMieszko (okreœlanej historycznie jako s³ona), nie prze-kracza 120 mg/dm3. �ród³a s¹ ujête w piaskowcach sza-rog³azowych dolnego karbonu na g³êbokoœciach 4–7 m.Eksploatowane s¹ ujêcia zbiorcze grup wyp³ywów szcze-linowych: Mieszko, D¹brówka, M³ynarz i Marta, których³¹czna wydajnoœæ nie przekracza 0,5 m3/h. Szczawieñ-skie wody zmineralizowane wystêpuj¹ w pobli¿u strefydyslokacyjnej o przebiegu NNW–SSE, okreœlonej przezH. Teisseyre’a (1952) jako nasuniêcie Strugi, któregoprzed³u¿enie ku SW opisa³ W. Grocholski (1961). Utwo-ry osadowe i metamorficzne depresji Œwiebodzic orazgnejsy bloku sowiogórskiego nasuniête tu zosta³y na osa-dy karboñskie synklinorium œródsudeckiego. Wierceniao g³êbokoœciach 40–200 m, wykonane w latach 1970–1974 w s¹siedztwie ujêæ wody leczniczej w Szczaw-nie-Zdroju, wykaza³y, ¿e obszar wystêpowania tych wódograniczony jest do doliny potoku Szczawnik, wzd³u¿której przebiega uskok o kierunku NW–SE. Spoœród 14wykonanych tu wierceñ tylko w jednym napotkano nag³êbokoœci 160 m szczawê, której wydajnoœæ okreœlonona oko³o 0,36 dm3/h (J. Fistek, H. Têsiorowska, 1975).Dwutlenek wêgla znajduje sie niekiedy pod znacznymciœnieniem, spowodowanym m.in. ruchami tektoniczny-mi. Roboty górnicze w kopalniach wêgla eksploatowane-go wzd³u¿ po³udniowo-zachodniej krawêdzi kry gnejso-wej Gór Sowich powodowa³y niejednokrotnie katastro-falne wybuchy gazu, zawieraj¹cego g³ównie CO2, szero-ko opisywane w literaturze (Werne, Thiel, 1914; S. v.Bubnoff, 1924, 1926; E. Meister, 1931; M. Kotarba,2002; A. Korus i in., 2002).

Piaskowa Góra (obecnie dzielnica Wa³brzycha).W dolinie potoku Pe³cznica przecinaj¹cej nasuniêcieStrugi znajdowa³o siê niegdyœ Ÿród³o Wilhelma. Wodakwasowêglowa typu HCO3–SO4–Na (analiza Th. Polec-ka z 1887 r. vide W. Carlé, 1975) wyp³ywa³a z gnejsu bio-tytowego w odleg³oœci 200 m od nasuniêcia Strugi.�ród³o nale¿a³o do szczawieñskiego systemu kr¹¿enia,ale woda wystêpuj¹ca w utworach krystalicznych mia³aznacznie mniejsz¹ mineralizacjê ogóln¹ i stê¿enie chlor-ków ni¿ wody Szczawna-Zdroju (E. Dathe, 1892).

Wa³brzych. W pó³nocnej i wschodniej czêœci Wa³-brzyskiego Zag³êbia Wêglowego w wyrobiskach gór-

70

Prowincja sudecka

niczych uwalnia siê niekiedy CO2. Na g³êbokoœci 400 mnapotkano szczawê, o sk³adzie zbli¿onym do wód leczni-czych Szczawna-Zdroju. Fa³dy w karbonie górnym maj¹tu kierunek NW–SE i s¹ poprzecinane uskokami o prze-biegu po³udnikowym. W miejscach, gdzie uskoki te prze-cinaj¹ porowaty zlepieniec lub gdzie pok³ady wêgla s¹silnie spêkane, wystêpuje dwutlenek wêgla, rozpuszczo-ny w wodach kopalnianych lub w postaci gazu. Drogi mi-gracji CO2 stanowi¹ tak¿e liczne, gêsto spêkane ryolitowekominy wulkaniczne z okresu czerwonego sp¹gowca. Gazten pochodzi zapewne z magmowych ognisk g³êbinowych,z którymi gdzie indziej wi¹¿e siê powierzchniowy wulka-nizm bazaltowy Sudetów i bloku przedsudeckiego.

W. Czabaj i J. Klich (2005) wykazali, ¿e eksploatacjawêgla w wa³brzyskiej kopalni Thorez powodowa³a spa-dek mineralizacji wód leczniczych Szczawna-Zdroju i ¿etrend ten odwróci³ siê po zamkniêciu kopalni.

Stary Zdrój. �ród³a szczawy ¿elazistej w miejscowo-œci Stary Zdrój (obecnie pó³nocna dzielnica Wa³brzycha)zosta³y opisane przez J. G. Morgenbessera (1777). Jesz-cze przed 1770 r. mia³y tu istnieæ trzy Ÿród³a: Górne, Ni¿-ne i Fryderyka. Wyp³ywa³y one na obszarze niecki wa³-brzyskiej, w pobli¿u nasuniêcia Strugi, w miejscu, gdziespêkana dajka porfirytu ³yszczykowego przecina utworykarbonu. �ród³a osadza³y martwicê wapienn¹. Robotygórnicze spowodowa³y, ¿e woda zosta³a odprowadzonai pojawi³a siê w wyrobiskach kopalni (Seegen-Gottes--Grube). Najwy¿sza wydajnoœæ wody wdzieraj¹cej siê dowyrobisk wynosi³a 18 m3/h.

Jedlina-Zdrój. Miejscowoœæ po³o¿ona jest na zboczuwzniesienia Kobiela, nale¿¹cego do Gór Wa³brzyskich,na wysokoœci 476–550 m n.p.m. Piêæ Ÿróde³ szczaw i wódkwasowêglowych znanych i wykorzystywanych tu by³odla celów leczniczych od pierwszej po³owy XVIII w.(Deutsches Bäderbuch, 1907). Woda wystêpowa³a w pia-skowcach górnego karbonu w pobli¿u ich kontaktu z dol-nopermskimi porfirami felzytowymi, a tak¿e w niewiel-kiej odleg³oœci od dyslokacji G³uszyca–Szczawno, stano-wi¹cej granicê miêdzy synklinorium œródsudeckim a blo-kiem sowiogórskim. Wydobywanie wêgla w zag³êbiuwa³brzyskim spowodowa³o zdrenowanie wody i zanikŸróde³. W latach 1966 i 1968 wykonano tu dwa wiercenia(J-300, 292 m i J-600, 365 m). Pierwsze z nich dostar-

czy³o s³abo zmineralizowanej szczawy radonowej, z dru-giego uzyskano szczawê typu HCO3–Ca–Mg–Na o mine-ralizacji oko³o 2100 mg/dm3 i zawartoœci CO2 oko³o 2500mg/dm3. Zasoby eksploatacyjne szczawy z otworu J-600oceniono na 0,66 m3/h, przy depresji 95 m (A. Pilich,1979; J. Fistek, 1987).

Zdrojowisko. Dawniej wieœ, od 1973 r. pó³nocnadzielnica Nowej Rudy, po³o¿ona jest na wysokoœci 440 mn.p.m. u podnó¿a Gór Wyrêbiñskich (Gontowa, 717 mn.p.m.) na ich granicy z obni¿eniem Nowej Rudy. Pasmoto zaliczane pod wzglêdem geograficznym do Gór So-wich przebiega na SW od ich pasma g³ównego. Podwzglêdem geologicznym nale¿y do synklinorium œródsu-deckiego, poniewa¿ po³o¿one jest na SW od nasuniêciaG³uszycy, stanowi¹cego na tym odcinku granicê tekto-niczn¹ miêdzy tymi jednostkami, a tak¿e synkliny NowejRudy i uskoku Drogos³aw–£¹czna. Od 1836 r. do po-cz¹tku XX w. by³o tu uzdrowisko, w którym wykorzysty-wano do kuracji pitnej i k¹pielowej tutejsze Ÿród³a szcza-wy ¿elazistej (E. Dathe, 1905). Zanik³y one w wyniku ro-bót górniczych, prowadzonych w Noworudzkim Za-g³êbiu Wêglowym. W otworze badawczym odwierconymw Zdrojowisku w 1972 r. napotkano na g³êbokoœci 225 mszczawê HCO3–SO4–Na+J+Fe o mineralizacji 19 g/dm3.Pozwala to przypuszczaæ, ¿e wody zmineralizowane mog¹ujawniæ siê na powierzchni w postaci Ÿróde³ po zlikwido-waniu wyrobisk górniczych kopalni Nowa Ruda.

Czêœæ centralna (utwory kredy górnej w Górach Sto³owych

i w Kotlinie K³odzkiej)

Dominuj¹c¹ jednostk¹ geologiczn¹ omawianego ob-szaru jest centralna synklina œródsudecka, w obrêbie któ-rej znajduje siê inwersyjne pasmo Gór Sto³owych. Maono przebieg NW–SE i tylko jego niewielka, po³udniowaczêœæ z najwy¿szym wzniesieniem Wielki Szczeliniec(919 m n.p.m.) le¿y w granicach Polski. Góry Sto³owezbudowane s¹ z naprzemianleg³ych piaskowców cioso-wych i margli górnokredowych. Na dolnym piaskowcuciosowym, którego strop wznosi siê do 300 m ponad ota-czaj¹ce obni¿enia, le¿¹ górnoturoñskie margle i ³upki, naktórych na wysokoœci 700–750 m n.p.m. wytworzy³ siêp³aski poziom denudacyjny. Ponad nim wznosz¹ siê do150 m masy skalne wy¿szego stopnia, który jest zbudo-

71


wany z górnego piaskowca ciosowego (turon górny),tworz¹c kulminacje Ma³ego i Wielkiego Szczeliñca. Ska-³y te, silnie spêkane i zwietrza³e, stanowi¹ labirynt skalnyatrakcyjny pod wzglêdem turystycznym. Od po³udniowe-go wschodu przylega do Gór Sto³owych Kotlina K³odz-ka. Jej dno stanowi powierzchniê œcinaj¹c¹ ró¿nowieko-we serie skalne synklinorium œródsudeckiego (zarównokredowe, jak i ku N paleozoiczne) na poziomie 350–450 m n.p.m. W poziom ten wcina siê Nysa K³odzka i jejdop³ywy na g³êbokoœæ od 50 do 80 m, a dolinom towarzy-szy kilka wyraŸnych tarasów.

Polanica-Zdrój. �ród³a szczaw znane by³y w Polani-cy (350–420 m n.p.m.) ju¿ w pierwszej po³owie XVII w.(M. G. Aelurius, 1625). Dopiero jednak w 1828 r. wyko-nano obudowê najwydajniejszego ze Ÿróde³ i od tego cza-su zaczyna siê rozwój uzdrowiska. W 1904 r. wykonanoodwierty Wielka Pieniawa (g³êb. 35 m) i Józef (g³êb. 89m). W wyniku ich eksploatacji zanik³a wiêkszoœæ z 7 ist-niej¹cych tu niegdyœ Ÿróde³ naturalnych (H. Harrasowitz,1936). Najg³êbszym ujêciem eksploatuj¹cym obecniewody lecznicze w Polanicy-Zdroju jest wykonanyw 1967 r. otwór P-300 o g³êbokoœci 269 m (J. Fistek,1971). Eksploatowane tu wody lecznicze s¹ szczawamiwodorowêglanowo-wapniowymi o mineralizacji od l do2,5 g/dm3. Ich naturalne Ÿród³a znajdowa³y siê w s¹siedz-twie uskoków na wychodniach piaskowców turonu œrod-kowego. Wykonane w 1904 r. wiercenia ujê³y wodêw piaskowcach turonu œrodkowego, natomiast w otworzeP-300 siêgniêto do wody w piaskowcach glaukonitowychdolnego turonu i cenomanu. Uzyskane w wierceniachwydajnoœci samowyp³ywów wynosz¹ od 8 do 18 m3/h(Wielka Pieniawa). G³ównymi obszarami zasilania gór-nokredowych poziomów wodonoœnych w Polanicy--Zdroju s¹ zapewne wychodnie piaskowców turonu œrod-kowego w Górach Sto³owych, a tak¿e rejony kulminacjiWolarza (850 m n.p.m.) i Smolnej (865 m n.p.m.) w Gó-rach Bystrzyckich.

Szalejów Górny. �ród³o szczawy wodorowêglano-wo-wapniowo-magnezowej o nazwie Wiktoria, odkrytew 1782 r. (M. Dominikiewicz, 1951), wyp³ywa we wsipo³o¿onej na wysokoœci 540 m n.p.m., prawdopodobniez margli krzemionkowych dolnego turonu. Jego wydaj-noœæ szacuje siê na oko³o 0,5 m3/h (J. Fistek, 1977).

Stary Wielis³aw Dolny. Na terenie wsi po³o¿onej nawysokoœci 320–350 m n.p.m. znane s¹ dwa Ÿród³a szcza-wy wodorowêglanowo-wapniowej o mineralizacji oko³o2,5 g/dm3 i zawartoœci wolnego CO2 oko³o 1,5 g/dm3.Jedno z nich by³o niegdyœ wykorzystywane do celówleczniczych. W latach 1971–1982 wykonano tu czteryotwory wiertnicze w celu ujêcia szczaw dla rozlewni.W otworach nr 3 i 4 z g³êbokoœci odpowiednio 100 i 268m uzyskano szczawy HCO3–Ca i HCO3–Na–Ca o mine-ralizacji odpowiednio 2,1 i 2,4 g/dm3 i zawartoœci wolne-go CO2 oko³o 2,5 g/dm3. Wody te ujêto w strefie dysloka-cyjnej, w obrêbie spêkanych margli turonu œrodkowego(J. Fistek, 1987).

Zapadlisko (obni¿enie) Kudowy

W granicach Polski zapadlisko Kudowy ma charaktersynklinalnego rowu tektonicznego o kierunku WNW–ESE. Wzd³u¿ dyslokacji uskokowych graniczy ono odpó³nocy z waryscyjskim masywem granitowym Kudo-wy, zaœ od po³udnia z utworami krystalicznymi Gór Or-lickich i karboñsk¹ intruzj¹ granitow¹ Noveho Hrádka.W brze¿nych partiach rowu przewa¿aj¹ na powierzchnii pod czwartorzêdem utwory czerwonego sp¹gowca, zaœjego czêœæ osiow¹ buduj¹ osady kredy górnej. Serie osa-dowe zapadliska Kudowy s¹ poprzecinane sieci¹ usko-ków o przewa¿aj¹cych kierunkach NW–SE i NE–SW.Pod wzglêdem morfologicznym jednostka ta stanowi ob-ni¿enie pomiêdzy Górami Sto³owymi, Wzgórzami Le-wiñskimi i Darnkowskimi oraz Górami Orlickimi, otwarteku zachodowi i nale¿¹ce do zlewiska Morza Pó³nocnego.

Kudowa-Zdrój. Na wysokoœci 400–480 m n.p.m.,w dolinie Potoku Kudowskiego, znajduje siê uzdrowisko,zawdziêczaj¹ce swe powstanie i rozwój Ÿród³om szczawznanym przynajmniej od XVII w. (M. G. Aelurius, 1625).Wody te wystêpuj¹ zarówno w czwartorzêdowych utwo-rach tarasowych, w których ujêto pierwotne Ÿród³a, jaki w piaskowcach kredy górnej (K-200). Wed³ug J. G.Morgenbessera (1777), dziekana Kolegium Medycynyi Higieny we Wroc³awiu, g³ówne Ÿród³o szczawy w Ku-dowie (póŸniej nazwane Eugenquelle, a nastêpnie Œnia-decki), sk³ada³o siê z siedmiu dop³ywów, które „…s¹ wy-dro¿onym (sic!) jednego starego dêbu korzeniem opasa-ne, które to wydro¿enie w diametrze cztery stopy wynosi.

72

Prowincja sudecka

Trzy stopy wysoko nad spodem tey skrzyni wodney iestodchód sporz¹dzony, który ku po³udniowi i zachodowibie¿y i wiele Okry lub glinki bia³o¿o³tey usadza…”. Ujê-cie to, a tak¿e kilka innych ujêæ, zosta³o zast¹pione w la-tach 60. ubieg³ego stulecia odwiertami o g³êbokoœci odkilku do 25 m. Do eksploatacji wody leczniczej przysto-sowano tak¿e kilka z 28 wykonanych w tym okresieotworów badawczych. Ponadto zrekonstruowano i po-g³êbiono do 211 m otwór poniemiecki (K-200), w którymuzyskano z piaskowców turonu i cenomanu samowyp³ywsilnie zgazowanej szczawy w iloœci oko³o 5 m3/h (J. Fi-stek, J. Gierwielaniec, 1982; J. Fistek i in., 1987a).

Wystêpowanie wód mineralnych w Kudowie-Zdroju,w pobliskim Jeleniowie i po³o¿onej na granicy z Czecha-mi wsi S³one, a tak¿e w wierceniach wykonanych w wiê-kszoœci wzd³u¿ granicy polsko-czeskiej (P-2–P-4 i P-6),zwi¹zane jest z dyslokacjami w obrêbie utworów kredygórnej i czerwonego sp¹gowca. Dyslokacje te umo¿li-wiaj¹ migracjê CO2 ku powierzchni i powstawanieszczaw. S¹ to szczawy HCO3–Ca–Na i HCO3–Na–Cao mineralizacji od 1300 do 3500 mg/dm3. Wydajnoœci eks-ploatacyjne ujêæ wynosz¹ od l do 9 m3/h. Wiêkszoœæ z tychwód zawiera oprócz CO2 sk³adniki swoiste: Fe, H2S, Rni As. Przydatnoœæ lecznicza dwóch ostatnich bywa ostatniokwestionowana, mimo ¿e uzdrowisko im w³aœnie zawdziê-cza (przynajmniej czêœciowo) swoj¹ renomê.

Jeleniów. �ród³o w Jeleniowie (ok. 3 km na po³udnieod Kudowy-Zdroju) pog³êbione odwiertem do g³êbokoœ-ci 10 m dostarcza 2,5 m3/h szczawy HCO3–Ca–Na+Fe+Rn o mineralizacji 2500 mg/dm3. Wykonane tu wierce-nia P-5 (1982 r., g³êb. 133 m) i J-150 (1984 r., g³êb. 96 m)wykaza³y w zaburzonych tektonicznie utworach kredygórnej obecnoœæ szczaw o du¿ej zawartoœci arsenu, couniemo¿liwia wykorzystanie ich do butelkowania wódleczniczych i sto³owych. Samowyp³yw z otworu P-5 wy-kaza³ temperaturê 20,5°C, pozwalaj¹c¹ zakwalifikowaæwodê jako termaln¹. J. Dowgia³³o (1987) sugerowa³w zwi¹zku z tym istnienie dodatniej anomalii geotermicz-nej na obszarze Duszniki-Zdrój–Kudowa-Zdrój, co niezosta³o dotychczas potwierdzone.

W opinii J. Fistka i J. Gierwielañca (1982) niektóre dys-lokacje wodonoœne zapadliska Kudowy mog¹ siê prze-

d³u¿aæ na obszar ograniczaj¹cego je od wschodu granito-wego masywu kudowskiego, który mo¿e stanowiæ strefêzasilania piaskowców kredy i czerwonego sp¹gowca.

Rów Górnej Nysy K³odzkiej i Góry Bystrzyckie

W obrêbie kopu³y œnie¿nicko-orlickiej, zbudowanej zeska³ metamorficznych, na prze³omie kredy i paleogenuutworzy³ siê rów tektoniczny o przebiegu zbli¿onym dopo³udnikowego. Na po³udniu przekracza on granicê pol-sko-czesk¹, a na pó³nocy siêga po okolice Polanicy-Zdro-ju. Jego wschodnie i zachodnie granice stanowi¹ systemyuskoków, fleksur i nasuniêæ, dziel¹cych go od metamor-ficznego kompleksu Œnie¿nika K³odzkiego i intruzywne-go masywu k³odzko-z³otostockiego na wschodzie oraz odmetamorficznego kompleksu Gór Orlickich i Bystrzyc-kich na zachodzie. Pod³o¿e osadów kredy górnej rowuGórnej Nysy K³odzkiej stanowi¹ utwory metamorficzne,charakterystyczne dla kompleksów skalnych kopu³yœnie¿nicko-orlickiej.

Góry Orlickie zbudowane z prekambryjskich (staropa-leozoicznych?) ³upków ³yszczykowych i gnejsów wkra-czaj¹ w granice Polski tylko swymi po³udniowo-wschod-nimi stokami (Wzgórza Lewiñskie) z granicznym szczy-tem Orlic¹ (1084 m n.p.m.). W okolicach najwy¿ej w Su-detach po³o¿onej wsi Zieleniec (900 m n.p.m.) ³¹cz¹ siêone z Górami Bystrzyckimi. U ich podnó¿a, nad By-strzyc¹ Dusznick¹ (dop³ywem Nysy K³odzkiej) znajdujesiê uzdrowisko i miasto Duszniki-Zdrój.

Góry Bystrzyckie le¿¹ w ca³oœci w granicach Polski.Wprawdzie tworz¹ one pod wzglêdem strukturalnym je-den blok z Górami Orlickimi, ale s¹ od nich ni¿sze i od-dzielone pod³u¿n¹ bruzd¹ tektoniczn¹ doliny Orlicy (do-p³ywu £aby). Ich grzbiety wykazuj¹ zrównania na pozio-mie 800–900 m n.p.m., przy czym w pó³nocnej czêœci pa-sma zachowa³y siê na tej wysokoœci dwa p³aty piaskow-ców kredowych, le¿¹ce o 400 m wy¿ej ni¿ ska³y tego sa-mego wieku w rowie Górnej Nysy K³odzkiej. Góry By-strzyckie opadaj¹ ku niemu strom¹ krawêdzi¹ uskokow¹lub fleksuraln¹. Ich najwy¿sze wzniesienie (Jagodna,976 m n.p.m.) znajduje siê w po³udniowej czêœci pasma,na SW od Bystrzycy K³odzkiej.

Duszniki-Zdrój po³o¿one nad Bystrzyc¹ Zielon¹znajduj¹ siê na wysokoœci 560–580 m n.p.m. w Obni¿e-

73


niu Dusznickim. Stanowi ono pó³nocno-zachodni skrajGór Bystrzyckich. O leczniczych w³aœciwoœciach szczawdusznickich pisa³ w 1774 r. J. C. Morgenbesser. W t³uma-czeniu polskim (1777) s¹ one okreœlone jako ReynerckiZdroi zdrowy. W miejscach wyp³ywów Ÿróde³ natural-nych w latach 1909–1910 wykonano wiercenia o g³êbo-koœciach od 18 do 162 m (R. Woy, 1910). Spowodowa³oto zanik innych, p³ytko ujêtych Ÿróde³. W latach 1969–1972 wykonano tu równie¿ kilka wierceñ o g³êbokoœ-ciach 33–180 m, w celu zwiêkszenia zasobów eksploata-cyjnych wody leczniczej (J. Fistek, 1975b).

W latach 2000–2002 wykonany zosta³ g³êboki otwórwiertniczy maj¹cy na celu ujêcie szczawy termalnej.Osi¹gn¹³ on g³êbokoœæ 1695 m; uzyskano samowyp³ywszczawy o temperaturze oko³o 36°C i wydajnoœci 24 m3/h(J. Dowgia³³o, J. Fistek, 2003).

Wody lecznicze Dusznik-Zdroju s¹ szczawami typuHCO3–Ca–Na–(Mg) o mineralizacji 1–3,5 g/dm3. Wystê-powanie ich zwi¹zane jest z silnie zdyslokowan¹ stref¹³upków ³yszczykowych i gnejsów pó³nocnego sk³onuGór Bystrzyckich w pobli¿u granicy kopu³y œnie¿nic-ko-orlickiej z synklinorium œródsudeckim. G³ównym ele-mentem strefy jest uskok Pstr¹¿na–Gorzanów o kierunkuWNW–ESE przebiegaj¹cy na pó³noc od Dusznik-Zdrojui przechodz¹cy na terenie Czech w rów tektoniczny Hro-nowa (J. Oberc, 1972; J. Fistek, 1989). Strefa zasilaniaszczaw dusznickich znajduje siê w Górach Bystrzyc-kich, a tak¿e Orlickich, na co wskazuj¹ oznaczenia trwa-³ych izotopów tlenu i wodoru w wodzie. CO2, pocho-dz¹cy z termicznego rozk³adu wapieni wystêpuj¹cychw seriach ³upków ³yszczykowych kopu³y œnie¿nicko-or-lickiej lub/i z górnego p³aszcza Ziemi, transportowanyjest w pobli¿e powierzchni wzd³u¿ g³êbokich pêkniêæ li-tosfery, do których nale¿y wspomniany wy¿ej uskokPstr¹¿na–Gorzanów.

Stare Bobrowniki. Wieœ po³o¿ona jest oko³o 3 km nawschód od Dusznik-Zdroju na wysokoœci 470–500 mn.p.m. Dwa p³ytko ujête Ÿród³a szczawy wyp³ywaj¹ tu zezbrekcjowanych ³upków ³yszczykowych na skrzy¿owa-niu uskoków: dusznickiego (NW–SE) i prostopad³egouskoku Starych Bobrownik (J. Fistek, 1977). Woda typuHCO3–Ca–Mg, Fe ma mineralizacjê ogóln¹ oko³o 1,2g/dm3. Oprócz ni¿szej mineralizacji, œwiadcz¹cej o roz-

cieñczaniu wodami p³ytkiego kr¹¿enia, szczawy StarychBobrownik maj¹ sk³ad zbli¿ony do szczaw dusznickich,co pozwala wnioskowaæ o ich przynale¿noœci do wspól-nego z wodami Dusznik-Zdroju systemu kr¹¿enia.W okolicy Ÿróde³ znajduje siê kilka drobnych wyciekówwody ¿elazistej z zawartoœci¹ CO2.

Krosnowice. Wykonany tu odwiert znajduje siê w SEczêœci kredowej niecki Batorowa, elementu g³ównejsynkliny œródsudeckiej, w pobli¿u jej umownej granicyz rowem Górnej Nysy K³odzkiej, w strefie bardzo sil-nych zaburzeñ tektonicznych (nasuniêcie Krosnowic).Osi¹gn¹³ on g³êbokoœæ 525 m, przebijaj¹c ca³y profilkredy górnej, i wszed³ w utwory krystaliczne pod³o¿a.W obrêbie utworów turonu dolnego i podœcielaj¹cychgo ska³ metamorficznych stwierdzono szczawy typuHCO3–Na–Ca–Mg o mineralizacji 1,6 g/dm3 i tempera-turze 22°C podczas pompowania z wydajnoœci¹ 3,6m3/h (J. Fistek, A. Fistek, 2002).

Gorzanów. Miejscowoœæ znajduje siê w SE odcinkuuskoku Pstr¹¿na–Gorzanów, przyjmowanego umownieza granicê miêdzy synklinorium œródsudeckim a rowemGórnej Nysy K³odzkiej, a tak¿e bêd¹cego jedn¹ z wa-¿niejszych w Sudetach stref migracji endogenicznegodwutlenku wêgla ku powierzchni (J. Fistek, 1977). Ujêtetu szczawy i wody kwasowêglowe typu HCO3–Cai HCO3–Ca–Na o mineralizacji 1–1,6 g/dm3 pochodz¹z czterech odwiertów o g³êbokoœci 75–270 m i wydoby-waj¹ siê samowyp³ywem z utworów turonu œrodkowegoi dolnego oraz cenomanu. Zmiennoœæ mineralizacji tychwód bada³a B. Kie³czawa (2000).

Nowa £omnica. Dwa Ÿród³a szczawy typu HCO3–Ca–Mg o mineralizacji 1,1–1,2 g/dm3 oraz po³o¿one wy-¿ej zabagnienia z licznymi ekshalacjami CO2 znajduj¹ siêw strefie wystêpowania ³upków ³yszczykowych i para-gnejsów, silnie zaburzonych tektonicznie przebiegiemwschodniego sk³onu Równi £omnickiej. Stanowi ona za-chodni brzeg rowu Górnej Nysy K³odzkiej i jest tu obciê-ta uskokiem. Miêdzy Now¹ £omnic¹ a Szczawin¹ fleksu-ra ta przeciêta jest uskokami poprzecznymi, wzd³u¿ któ-rych pojawiaj¹ siê wycieki wód kwasowêglowych i eks-halacje CO2 (J. Fistek, 1977).

Szczawina. Dwa ujêcia (Studzienne – 6 m i otwórSzczawina I – 51 m) dostarczaj¹ s³abo zmineralizowanej

74

Prowincja sudecka

szczawy, wystêpuj¹cej w proterozoicznych paragnejsachGór Bystrzyckich ³¹cznie w iloœci oko³o 3,5 m3/h. Znaj-duj¹ siê one na poprzecznym uskoku Szczawiny, prze-mieszczaj¹cym paragnejsy, jak równie¿ serie osadowekredy górnej, na odleg³oœæ kilkuset metrów (w skrzydlezrzuconym). Zwi¹zana z tym du¿a szczelinowatoœæ ska³wskazuje na mo¿liwoœæ wystêpowania szczaw nie tylkow bezpoœrednim s¹siedztwie uskoku, lecz tak¿e w obrê-bie porowatych piaskowców turonu dolnego w rowieGórnej Nysy K³odzkiej (J. Fistek, 1977).

Bystrzyca K³odzka. Wycieki szczaw z piaskowcówturonu œrodkowego wystêpuj¹ w korycie Nysy K³odzkiejponi¿ej miasta. Równie¿ w dwóch otworach wiertni-czych w samym mieœcie (g³êb. 110 i 92 m) stwierdzonoobecnoœæ wód kwasowêglowych. Wody zwi¹zane s¹z wystêpuj¹c¹ w osiowej partii rowu Górnej Nysy K³odz-kiej stref¹ dyslokacyjn¹ o przebiegu zbli¿onym do po³ud-nikowego i z towarzysz¹cymi jej dyslokacjami poprzecz-nymi (J. Fistek, 1977).

Nowa Bystrzyca. �ród³o szczawy HCO3–Ca–Mgo mineralizacji 1100 mg/dm3 znajduje siê w korycie By-strzycy w strefie wystêpowania ³upków ³yszczykowycho teksturalnych cechach paragnejsów. Wydajnoœæ Ÿród³aujêtego p³ytk¹ (0,5 m) studzienk¹ wynosi oko³o 15 l/min(J. Fistek, 1977). Objawy wystêpowania CO2 obserwujesiê tak¿e poza Ÿród³em w odleg³oœci do 100 m. Strefa tazwi¹zana jest z uskokiem M³otów (M. Dumicz, 1964),okreœlanym tak¿e jako nasuniêcie M³otów (Z. Cymer-man, 2004). Dyslokacja krzy¿uje siê tu z domnieman¹stref¹ szczelin biegn¹cych wzd³u¿ osi doliny Bystrzycy.

D³ugopole Dolne. Wykonany tu otwór wiertniczyR-6 osi¹gn¹³ g³êbokoœæ 277 m. Sp¹g osadów kredowychznajduje siê na g³êbokoœci 247 m; poni¿ej stwierdzonoutwory proterozoiczne serii stroñskiej (³upki ³yszczyko-we z wk³adkami wapieni krystalicznych). Poziom wo-donoœny stanowi¹ piaskowce glaukonitowe turonu dol-nego wystêpuj¹ce na g³êbokoœci 242–247 m. Próbnepompowanie wykaza³o wydajnoœæ 6 m3/h szczawyHCO3–Cl–Na–Ca–Mg o mineralizacji 4,7 g/dm3 i za-wartoœci CO2 1,1 g/dm3. Na uwagê zas³uguje wystêpo-wanie w omawianych wodach bromu i jodu, co nadajeim na obszarze sudeckim charakter unikatowy (J. Fisteki in., 1987b).

D³ugopole-Zdrój. Uzdrowisko po³o¿one jest w doli-nie Nysy K³odzkiej na wysokoœci 370–400 m n.p.m. Jestto najdalej na po³udnie wysuniêty punkt wystêpowaniaszczaw ze znanych dotychczas na obszarze polskiej czêœ-ci Sudetów. S¹ to wody typu HCO3–Ca–Mg–Na, zawie-raj¹ce od 0,7 do 1,2 g/dm3 rozpuszczonych sk³adnikówsta³ych oraz 1,8–2,4 g/dm3 wolnego CO2, wykorzystywa-ne dla celów leczniczych od pocz¹tku XIX w. Trzy ujêciaszczaw (Emilia, Renata i Kazimierz), o wydajnoœciachsamowyp³ywów do 2 m3/h, znajduj¹ siê w dawnej sztolniwykonanej przy poszukiwaniu ³upków a³unowych i rudw obrêbie proterozoicznych ³upków ³yszczykowych GórBystrzyckich. Stwierdzone w sztolni zaburzenia tekto-niczne zdaj¹ siê mieæ zwi¹zek z równole¿nikowym usko-kiem D³ugopole-Zdrój–Ponikwa. Ten z kolei ³¹czy siê po-za D³ugopolem-Zdrojem z dwiema dyslokacjami o cha-rakterze fleksur, miejscami przechodz¹cych w uskoki.Obie stanowi¹ skomplikowan¹ granicê tektoniczn¹ miê-dzy rowem Górnej Nysy K³odzkiej a Górami Bystrzycki-mi. Jedna z nich to fleksura wschodniego stoku Jagodnej,druga okreœlana jest przez J. Fistka (1977) jako fleksurawschodniego sk³onu Równi £omnickiej (uskok D³ugopo-le–Paszków wed³ug Z. Cymermana, 2004). Ta ostatniaci¹gnie siê na przestrzeni oko³o 30 km od Domaszkowa(na po³udniu) przez D³ugopole Dolne, Szczawinê i Now¹£omnicê. Zdaniem J. Fistka (1977) z zaburzeniami tymiwi¹¿e siê obecnoœæ szczaw w D³ugopolu Dolnym, NowejBystrzycy, Szczawinie i Nowej £omnicy, które wydzieli³on jako szczawy wschodniego sk³onu Równi £omnickiej.Trudno natomiast dopatrzyæ siê takiego zwi¹zku w przy-padku szczaw D³ugopola-Zdroju wyp³ywaj¹cych z ³u-pków ³yszczykowych na zachód od fleksury wschodnie-go stoku Jagodnej.

Góry Z³ote

Stanowi¹ one przed³u¿enie Gór Bardzkich, od którychoddzielone s¹ Prze³êcz¹ K³odzk¹ (481 m n.p.m.). Po³u-dniow¹ granicê pasma stanowi dolina Bia³ej L¹deckiej,a od pó³nocy ogranicza je krawêdŸ sudeckiego uskokubrze¿nego. Najwy¿szy szczyt, Kowad³o (987 m n.p.m.)znajduje siê w po³udniowej czêœci pasma. W pó³noc-no-zachodniej czêœci Gór Z³otych dominuj¹ waryscyjskiegranitoidy intruzji k³odzko-z³otostockiej. W czêœci po³u-

75


dniowo-wschodniej wystêpuj¹ proterozoiczne utworymetamorficzne: ³upki ³yszczykowe z wk³adkami wapienikrystalicznych i ³upków grafitowych, tworz¹ce tzw. seriêstroñsk¹. Jej parakinematyczna granityzacja wytworzy³adwie odmiany gnejsów, tj. gruboziarniste gnejsy œnie-¿nickie o wybitnej zazwyczaj lineacji ziarna oraz bardziejdrobnoziarniste, czêsto migmatyczne gnejsy giera³tow-skie, którym towarzysz¹ niekiedy granulity i eklogity.Wystêpuj¹ tu tak¿e gnejsy przejœciowe ³¹cz¹ce cechy obuwspomnianych wy¿ej odmian.

L¹dek-Zdrój le¿y w dolinie Bia³ej L¹deckiej na za-chodnim sk³onie Gór Z³otych na wysokoœci 430–480 mn.p.m. Obszar ten buduj¹ utwory metamorficzne two-rz¹ce wschodnie skrzyd³o kopu³y œnie¿nicko-orlickiej,rozciêtej rowem tektonicznym Górnej Nysy K³odzkiej.Najstarszymi ska³ami, jakie wystêpuj¹ w rejonie L¹dka--Zdroju, s¹ proterozoiczne ³upki ³yszczykowe serii stroñ-skiej. M³odsze od nich s¹ gnejsy giera³towskie i œnie¿nic-kie. Znaczn¹ czêœæ obszaru na pó³noc od L¹dka-Zdrojupodœcielaj¹ waryscyjskie granitoidy intruzji k³odzko--z³otostockiej z towarzysz¹cymi im lamprofirami. W re-jonie L¹dka-Zdroju wystêpuj¹ tak¿e plioceñskie ¿wiryi m³odsze od nich bazanity, których wiek oceniono na5,46–3,83 Ma (K. Birkenmajer i in., 2002). Odpowiadaon najwy¿szemu miocenowi (messinian) i ni¿szemu plio-cenowi (zanclean) i, zdaniem autorów cytowanej pracy,potwierdza pogl¹d, ¿e bazanity te s¹ najm³odszymi prze-jawami neogeñskiego wulkanizmu w Polsce.

Wed³ug G. Mogalli (1802) Ÿród³o wody termalnejw L¹dku-Zdroju znane by³o ju¿ w XIII w., a istniej¹cy tu„zak³ad k¹pielowy” zosta³ z³upiony i spalony przez Tata-rów w 1242 r. Kolejne zniszczenia spowodowa³y za-mieszki w latach 1428 i 1431. Udokumentowane wiado-moœci o k¹pielisku l¹deckim pochodz¹ z 1678 r. Jegow³aœciciel hr. Hoffmann nazwa³ je imieniem Naszych ko-chanych kobiet (Unser lieben Frauen-Bad). Naturalnewyp³ywy (Ÿród³a) wód termalnych L¹dka-Zdroju ujête s¹w obudowanych zag³êbieniach i studniach szybowycho g³êbokoœci do kilku metrów. Wyp³ywaj¹ one z silniespêkanych i zbrekcjowanych gnejsów giera³towskich. S¹niew¹tpliwie zwi¹zane w wiêkszym lub mniejszym stop-niu z dwiema dyslokacjami o kierunku NW–SE (L¹dek-

-Zdrój–Or³owiec–Karpno i L¹dek-Zdrój–Giera³tów) orazz poprzeczn¹ do nich du¿¹ dyslokacj¹ L¹dka-Zdroju o kie-runku SW–NE (J. Gierwielaniec, 1968).

Wody Ÿróde³ l¹deckich s¹ akratotermami o mineraliza-cji nieprzekraczaj¹cej 200 mg/dm3 typu HCO3–CO3–Na+F (pH ca 9) i temperaturze nie wy¿szej ni¿ 29°C (Jerzy– 28,5°C). Ich cech¹ charakterystyczn¹ jest zawartoœæ ra-donu od 130 do 1300 Bq/dm3 (najwy¿sza w Ÿródle Jerzy),H2S+HS – do 3,6 mg/dm3 (D¹brówka) i kwasu metakrze-mowego H2SiO3 – do 41 mg/dm3 (Chrobry). £¹czna wy-dajnoœæ 6 Ÿróde³ wynosi oko³o 30 m3/h. Wykonanyw 1973 r. odwiert L-2 osi¹gn¹³ g³êbokoœæ 700 m. W prze-locie 587–649 m napotkano strefê wodonoœn¹ silnie spê-kanych gnejsów giera³towskich z samowyp³ywem s³abozmineralizowanej (200 mg/dm3) wody termalnej (tmax =45,5°C) z zawartoœci¹ Rn, F–, H2SiO3 oraz H2S+H zbli¿o-n¹ do charakterystycznej dla wiêkszoœci wód ze Ÿróde³ na-turalnych (dane g³ównie wed³ug J. Fistka, Z. Szarszew-skiej, 1975; A. Jarockiej red., 1976). Wydajnoœæ samo-wyp³ywu bezpoœrednio po zakoñczeniu wiercenia wyno-si³a 100 m3/h, z tendencj¹ spadkow¹, przy bardzo wyraŸ-nym ujemnym wp³ywie na wydajnoœæ Ÿróde³. Ustalonawydajnoœæ eksploatacyjna wynosi obecnie 30 m3/h.

Gêstoœæ ziemskiego strumienia cieplnego w rejonieotworu L-2 wynosi najwy¿ej 71,2 mW/m2 (J. Dowgia³³o,1976). A. Zuber i in. (1995), opieraj¹c siê na wynikachbadañ izotopów trwa³ych tlenu i wodoru oraz oznaczeñgazów szlachetnych w l¹deckich wodach termalnych, su-geruj¹, ¿e obszar ich zasilania znajduje siê na SE odL¹dka-Zdroju na rzêdnej powy¿ej 700 m n.p.m.

Z³oty Stok. Wprawdzie wody arsenowe zosta³y wy-kreœlone z rejestru wód leczniczych, a nawet traktowanes¹ jako toksyczne, to jednak ze wzglêdów historycznychtrudno je pomin¹æ w niniejszym opisie. Z³oty Stok, pra-stara osada górnicza, znajduje siê na pó³nocnym skrajuGór Z³otych, w bezpoœrednim s¹siedztwie sudeckiegouskoku brze¿nego. Wapieñ dolomityczny, wystêpuj¹cyw pierwotnych osadach serii stroñskiej, zosta³ tu zmie-niony w ska³ê magnezowo-krzemianow¹, która nastêpnieuleg³a serpentynizacji pod wp³ywem roztworów hydro-termalnych. W obrêbie serpentynitu wystêpuj¹ gniazdarudy arsenowej, a tak¿e z³otonoœne ¿y³y kwarcowe. Te

76

Prowincja sudecka

ostatnie by³y przedmiotem eksploatacji od niepamiêt-nych czasów. �ród³a wody o wysokiej zawartoœci arsenu(do ponad 4 g/dm3) i niewielkiej wydajnoœci wystêpuj¹ tu

przewa¿nie w starych sztolniach lub wyp³ywaj¹ spodha³d (F. Frech, 1912).

6.3.2. Blok przedsudecki

Obszar bloku przedsudeckiego ograniczony jest od SWsudeckim uskokiem brze¿nym, zaœ od NE systemem usko-ków Odry œrodkowej. Stopieñ rozpoznania wód zminerali-zowanych i termalnych jest tu znacznie ni¿szy ni¿ w Sude-tach. Jest to spowodowane przede wszystkim istnieniemmi¹¿szej i na ogó³ ci¹g³ej pokrywy utworów kenozoicz-nych, której brak w Sudetach. Utwory te uniemo¿liwiaj¹albo utrudniaj¹ kontakt sudeckich formacji krystalicznychz powierzchni¹ terenu i jedynie penetracja wiertnicza po-przedzona rekonesansem geofizycznym mo¿e doprowa-dziæ do odkrycia zmineralizowanych i termalnych wódg³êbokiego kr¹¿enia w tych utworach. Istniej¹ ju¿ podsta-wy do przypuszczenia, ¿e zasoby tych wód mog¹ byæznacz¹ce, a ich sk³ad i temperatura s¹ interesuj¹ce z punk-tu widzenia lecznictwa.

Przerzeczyn-Zdrój. Uzdrowisko po³o¿one jest w prze-biegaj¹cym po³udnikowo obni¿eniu miêdzy WzgórzamiGumiñskimi od zachodu i Wzgórzami Szklarskimi i Do-brzenickimi od wschodu, na wysokoœci 240 m n.p.m.Pod³o¿e przewa¿nie ilastych osadów pliocenu, którychmi¹¿szoœæ wynosi oko³o 50 m, stanowi¹ proterozoicznei/lub dolnopaleozoiczne utwory metamorficzne (gnejsymylonityczne i serpentynity), zasadowe utwory wulka-niczne oraz karboñskie intruzje granitoidów. Nale¿¹ onedo dyslokacyjnej strefy Niemczy, ograniczaj¹cej od wscho-du znajduj¹c¹ siê na obszarze bloku przedsudeckiego czêœækompleksu sowiogórskiego.

Znane od œredniowiecza Ÿród³o s³abo zmineralizowa-nej wody siarczkowej, wyp³ywaj¹cej z utworów taraso-wych Œlê¿y (Ÿród³o Siarczkowe), zosta³o ujête p³ytk¹studni¹ w 1825 r. (F. Pax, 1939). Zawartoœæ siarkowodo-ru w wodzie wynosi tu oko³o l mg/dm3, wydajnoœæ ujêcial m3/h (samowyp³yw). Ze wzglêdu na z³y stan technicznyi trwa³e zaka¿enie bakteriologiczne Ÿród³o nie jest eks-

ploatowane. Z kilkunastu wierceñ wykonanych w 1975 r.otwory nr IX (131 m) i II (77 m) dostarczaj¹ wody o trzy-krotnie wiêkszej zawartoœci H2S i Rn, ni¿ woda ze Ÿród³aSiarczkowego. Wydajnoœæ ka¿dego z nich przy depresjinieprzekraczaj¹cej 9 m jest równie¿ ponad trzykrotniewy¿sza (J. Fistek, 1995).

Ciep³owody. Nazwa miejscowoœci, po³o¿onej oko³o6 km na ESE od Przerzeczyna-Zdroju na obszarze bu-duj¹cej pod³o¿e kenozoiku po³udnikowej jednostki Ka-mieñca Z¹bkowickiego (Z. Cymerman, 2004), grani-cz¹cej od wschodu ze stref¹ dyslokacyjn¹ Niemczy, su-geruje wystêpowanie tu wód ciep³ych. Nazwa ta (w ró¿-nych modyfikacjach Ceplowod, Tepliwoda i in.) przewi-ja siê w dokumentach dotycz¹cych Dolnego Œl¹ska,z których najstarszy z 1229 r. znajduje siê w KsiêdzeHenrykowskiej (R. Grodecki, wyd. 1949). Nieco tylkopóŸniejsze wzmianki mo¿na znaleŸæ w dokumentach za-wartych w œl¹skim kodeksie dyplomatycznym (K. Male-czyñski, 1959). J. A. V. Weigel (1801) pisze o Ÿródle wo-dy zawieraj¹cej „napowietrzone ¿elazo”, a E. Meister(1919) wspomina o wystêpowaniu tu Ÿród³a siarczkowe-go, które obecnie nie istnieje. Ostatnio zagadnienie mo-¿liwoœci ujêcia wód termalnych w Ciep³owodach poru-szyli T. Olichwer i R. Tarka (2005). Perspektywê ujêciatakich wód wi¹¿¹ oni z obserwowan¹ przez siebie niecopodwy¿szon¹ temperatur¹ wód gruntowych, a tak¿ez wystêpuj¹cym tu zrêbem utworów krystalicznych pre-kambru lub proterozoiku. Utwory te znajduj¹ siê na nie-wielkiej g³êbokoœci bezpoœrednio pod czwartorzêdem,a towarzysz¹ce zrêbowi dyslokacje mog¹ stanowiæ drogidop³ywu wód termalnych z wiêkszych g³êbokoœci.

Grabin stanowi najdalej na wschód wysuniêty punktprowincji sudeckiej, w którym stwierdzono wystêpowa-nie wód leczniczych. W 1983 r. wykonano otwór wiertni-

77


czy, o g³êbokoœci 545 m, w rejonie waryscyjskiej strefyœcinania Brzeg–Nysa (Z. Cymerman, 2004). Pod utwora-mi kredy górnej od g³êbokoœci 485 m wystêpuj¹ zaburzo-ne tektonicznie paragnejsy prekambru (T. Morawski, L.Sawicki, 1984). Uzyskano z nich samowyp³yw szczawyHCO3–Na o mineralizacji 10 g/dm3, temperaturze 31,4°Ci wydajnoœci otworu przekraczaj¹cej 150 m3/h (T. Hor-dejuk, Z. P³ochniewski, 1986; M. Czerski, A. Wojtko-wiak, 1992). Na mo¿liwy zwi¹zek temperatury i zawarto-œci CO2 w wodzie z Grabina z przejawami kenozoicznegowulkanizmu bazaltowego w rejonie Niemodlina zwróci³uwagê J. Dowgia³³o (2001).

Przeworno, Jeg³owa. W Przewornie po³o¿onym w ob-rêbie kompleksu skalnego Wzgórz Strzeliñskich (Z. Cy-merman, 2004) odkryto w Jaskini martwicê krzemion-kow¹ deponowan¹ prawdopodobnie przez przesyconekrzemionk¹ wody termalne (K. Galewski, J. G³azek,1973). Zawiera ona faunê Coleoptera, co mo¿e wskazywaæna jej czwartorzêdowy wiek. Wed³ug wspomnianych auto-rów osady wód gor¹cych w Przewornie s¹ synchronicznez intensywn¹ kaolinizacj¹ hydrotermaln¹ (byæ mo¿ew obecnoœci CO2) ska³ metamorficznych w Jeg³owej od-leg³ej o oko³o 4 km na pó³noc. Fakty te wydaj¹ siê wskazy-waæ, ¿e jest to rejon obiecuj¹cy z punktu widzenia poszuki-wañ wód termalnych, a byæ mo¿e tak¿e szczaw.

7. Prowincja karpacka

7.1. Ogólna charakterystyka

Pod wzglêdem administracyjnym obszar Karpat i za-padliska przedkarpackiego znajduje siê w wojewódz-twach podkarpackim i ma³opolskim oraz czêœciowow œwiêtokrzyskim, lubelskim i œl¹skim. W obrêbie oma-wianego obszaru wystêpuj¹ fragmenty 9 du¿ych jedno-stek fizycznogeograficznych: Wy¿yna Œl¹sko-Krakow-ska, Wy¿yna Ma³opolska, Wy¿yny Po³udniowo-Wscho-dnie, Pó³nocne Podkarpacie, Zewnêtrzne Karpaty Za-chodnie i Wschodnie oraz Centralne Karpaty Zachodnie(J. Kondracki, 1998). Pod wzglêdem morfologicznymomawiany obszar jest bardzo urozmaicony. Deniwelacjedochodz¹ do oko³o 2300 m (od 2499 m n.p.m. w S czêœcido 150 m n.p.m. w NE czêœci). Powierzchnia przeciêta

jest fragmentami doliny Wis³y oraz dolinami jej wiêk-szych dop³ywów – So³y, Skawy, Raby, Dunajca, Wis³okii Sanu z Wis³okiem. Ponad 30% powierzchni terenu po-krywaj¹ lasy. Najwiêksze zalesienie obserwuje siê w jegopó³nocnej i po³udniowo-wschodniej czêœci. Izotermy ro-ku uk³adaj¹ siê od 0,0 do 8,0oC. Pokrywa œnie¿na zalegaod 70 do 200 dni w roku. Omawiany obszar praktycznieca³kowicie le¿y w dorzeczu górnej Wis³y, obejmuj¹c na-stêpuj¹ce regiony klimatyczne (I. Dynowska, M. Macie-jewski red., 1991): region klimatu górskiego z piêtramiklimatycznymi, region klimatu Pogórza Karpackiego, re-gion klimatu kotlin podgórskich i region klimatu wy¿yn.

78

Prowincja karpacka

7.2. Zarys budowy geologicznej

Karpaty i zapadlisko przedkarpackie maj¹ urozmai-con¹ budowê geologiczn¹, sk³adaj¹c¹ siê z odmiennychlitologicznie du¿ych jednostek geologiczno-struktural-nych (fig. 7.1). W sk³ad Karpat wchodz¹ Karpaty wew-nêtrzne z Tatrami, nieck¹ podhalañsk¹ i pieniñskim pa-sem ska³kowym (stanowi¹cym strefê graniczn¹ miêdzyKarpatami wewnêtrznymi a zewnêtrznymi) oraz Karpatyzewnêtrzne zwane czêsto Karpatami fliszowymi. Zapa-dlisko przedkarpackie sk³ada siê z czêœci wschodniej, odrygla krakowskiego (wychodnie wapieni malmu) dowschodniej granicy pañstwa, i czêœci zachodniej, od ryglapo zachodnie obrze¿e Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglo-wego (M. Ksi¹¿kiewicz, 1972; K. ¯ytko, 1999).

Tatry dziel¹ siê na dwie strefy facjalno-tektoniczne:po³udniow¹ o wielkim rozprzestrzenieniu, zwan¹ stref¹wierchow¹, i pó³nocn¹, ci¹gn¹c¹ siê w¹skim pasemwzd³u¿ pó³nocnego brzegu Tatr, zwan¹ stref¹ reglow¹.Strefa wierchowa zbudowana jest z trzonu krystaliczne-go, przykrytego od pó³nocny osadami triasowo-juraj-sko-kredowymi, na które nasuniête s¹ zanurzaj¹ce siê kupó³nocy fa³dy le¿¹ce Czerwonych Wierchów i Giewon-tu z zachowanymi niekiedy j¹drami krystalicznymi (S.Soko³owski, 1973; Z. Kotañski, 1979). P³aszczowinyregli tatrzañskich w górnej kredzie, a przed transgresj¹paleogeñsk¹, zosta³y nasuniête na sfa³dowane seriewierchowe. Spoœród utworów buduj¹cych jednostki ta-trzañskie najwiêksze znaczenie dla problemów zasilaniai przep³ywu wód podziemnych maj¹ spêkane i skraso-wia³e dolomity triasu œrodkowego, wapienie triasu i juryoraz kwarcyty jury.

Niecka podhalañska zbudowana jest z paleogeñskichutworów piaskowcowo-³upkowych le¿¹cych na mezo-zoicznych jednostkach tatrzañskich. Sp¹gow¹, transgre-sywn¹ czêœæ paleogenu stanowi¹ ska³y wêglanowe wy-kszta³cone w postaci zlepieñców numulitowych i mu³ow-ców. Seria transgresywna nosi nazwê eocenu tatrzañ-skiego lub eocenu wêglanowego. Kompleks fliszowyo maksymalnej mi¹¿szoœci 3000 m, obejmuj¹cy eocenœrodkowy-oligocen, a wed³ug M. Gareckiej (2005) tak¿emiocen, zosta³ podzielony na nastêpuj¹ce ogniwa litolo-

giczne: warstwy szaflarskie, wystêpuj¹ce tylko w pó³noc-nym skrzydle niecki podhalañskiej, warstwy zakopiañ-skie, zalegaj¹ce w pó³nocnym i po³udniowym skrzydle,warstwy chocho³owskie, wype³niaj¹ce centraln¹ czêœæ,oraz najm³odsze warstwy ostryskie, wystêpuj¹ce tylkow zachodniej czêœci niecki podhalañskiej (J. Go³¹b, 1959;L. Watycha, 1959).

Pieniñski pas ska³kowy, oddzielony od niecki podha-lañskiej stref¹ zdyslokowan¹, zbudowany jest na obsza-rze Polski z jurajsko-kredowo-paleogeñskich ska³ wêgla-nowych. Mo¿na w nim wyró¿niæ szereg odrêbnych jed-nostek tektoniczno-strukturalnych, daj¹cych siê œledziæwzd³u¿ ca³ego pasa ska³kowego. Na terenie Polski s¹ tostrefy: pieniñska, braniska, niedzicka, czertezicka i hali-gowiecka oraz, wysuniêta najbardziej na pó³noc, czor-sztyñska (K. Birkenmajer, 1986).

Karpaty zewnêtrzne (fliszowe), bêd¹ce najbardziej ze-wnêtrzn¹ jednostk¹ Karpat, zbudowane s¹ ze ska³ osado-wych powsta³ych w zbiorniku geosynklinalnym. S¹ toró¿ne odmiany piaskowców i ³upków; podrzêdnie wystê-puj¹ margle, rogowce i wapienie. Utwory te s¹ s³abo wo-donoœne (J. Chowaniec, 1998–1999).

Zró¿nicowanie litologiczne osadów jurajsko-kredo-wo-paleogeñsko-neogeñskich oraz styl zaburzeñ pozwa-laj¹ na wyró¿nienie w Karpatach zewnêtrznych jednostektektoniczno-facjalnych: magurskiej, dukielskiej, gry-bowskiej, przedmagurskiej, œl¹skiej, podœl¹skiej i skol-skiej (M. Ksi¹¿kiewicz, 1972).

Przed Karpatami zewnêtrznymi ci¹gnie siê w¹skimpasem strefa osadów sfa³dowanego miocenu, zwana jed-nostk¹ stebnick¹. Jest ona rozpoznana równie¿ pod nasu-niêtymi Karpatami fliszowymi.

Zapadlisko przedkarpackie stanowi obszar po³o¿ony napó³noc od nasuniêcia karpackiego, okreœlony zwartym za-siêgiem wystêpowania osadów mioceñskich (N. Oszczy-pko, 1999). Zapadlisko przedkarpackie w czêœci wschod-niej w przybli¿eniu ma kszta³t trójk¹ta, z wierzcho³kiemw rejonie ujœcia Sanu do Wis³y i podstaw¹, któr¹ jest brzegnasuniêcia karpackiego od Krakowa po Przemyœl. Wy-pe³niaj¹ je morskie utwory miocenu autochtonicznego

79

Zarys budowy geologicznej

80

Prowincja karpacka

Fig.

7.1.

Jedn

ostk

ige

olog

iczn

o-st

rukt

ural

nepr

owin

cjika

rpac

kiej

(nieprzemieszczonego) o maksymalnej mi¹¿szoœci oko³o3000 m. Utwory te wykazuj¹ znaczne zró¿nicowanie za-równo w profilu pionowym, jak i poziomym. Generalnie,wydziela siê w nich trzy kompleksy skalne z charaktery-stycznym poziomem osadów chemicznych – ewaporatówgipsowo-solnych. W bezpoœrednim s¹siedztwie nasuniê-cia karpackiego oraz czêœciowo pod nim, gdzie osadymiocenu s¹ sfa³dowane, wystêpuje facja chlorkowa zez³o¿ami soli kamiennej, natomiast na pó³noc od niegorozpowszechniona jest facja siarczanowa z anhydrytami,której brak jest jedynie w rejonie Rzeszowa. W centralnejczêœci zapadliska osady chemiczne le¿¹ bezpoœrednio naprzedmioceñskim pod³o¿u. W ich nadk³adzie wystêpujegruby kompleks praktycznie bezwodnych utworów ila-stych. W zachodniej czêœci zapadliska, pod poziomem

osadów chemicznych, le¿y kompleks wapieni, nad który-mi notowany jest zespó³ ró¿norodnych osadów zwiêz³ych(wapienie, i³y) oraz luŸnych (¿wiry i piaski).

Pod kompleksem mioceñskim wystêpuj¹ ska³y zewszystkich okresów geologicznych, a struktury geolo-giczne na tym obszarze zanurzaj¹ siê w kierunku po³u-dniowym pod nasuniête p³aszczowiny karpackie. Naj-starszymi ska³ami s¹ utwory krystaliczne prekambru,przykryte osadami kambru, ordowiku, syluru, dewonui karbonu. W wyniku orogenezy kaledoñskiej i waryscyj-skiej powsta³o wiele sfa³dowanych, oddzielonych dyslo-kacjami nieci¹g³ymi, struktur zbudowanych z wymienio-nych osadów. Na ró¿nych stratygraficznie ogniwach le¿¹utwory permu, a nad nimi triasu, jury i kredy, stanowi¹cebezpoœrednie pod³o¿e utworów mioceñskich.

7.3. Geneza wód

Wody mineralne Karpat i zapadliska przedkarpackie-go maj¹ bardzo urozmaicon¹ genezê, co dokumentujeniezwykle zró¿nicowany sk³ad izotopowy tlenu i wodoru(fig. 7.2). Geneza wiêkszoœci tych wód zosta³a okreœlonatak¿e na podstawie innych danych znacznikowych (tryt,14C, Cl–, wybrane wskaŸniki hydrochemiczne, a w niektó-rych przypadkach tak¿e gazy szlachetne), zgodnie zeszczegó³owym opisem i cytowaniem oryginalnych praczawartych w rozdz. 2 tomu I.

Wody infiltracyjne (meteoryczne) wieku holoceñskie-go mog¹ byæ wodami zwyk³ymi lub mineralnymi. Podob-nie wody zasilane w koñcowych etapach ostatniego gla-cja³u (skrótowo wody glacjalne) mog¹ byæ wodami zwy-k³ymi (np. wody w GZWP nr 323 – zbiornik Lubli-niec–Myszków), ale zazwyczaj maj¹ podwy¿szon¹ mine-ralizacjê nawet przekraczaj¹c¹ 1000 mg/dm3, jak np. naj-g³êbsze wody w piaskach bogucickich, niektóre wodywapieni malmu rejonu Krakowa oraz wody w warstwachchodenickich na przedpolu kopalni Wieliczka. Starszewody infiltracyjne s¹ zazwyczaj wodami mineralnymi.

W rejonach górskich wartoœci �18O i �2H holoceñskichwód infiltracyjnych zale¿¹ tak¿e od efektu wysokoœcio-wego, co prowadzi do podobieñstwa sk³adu izotopów

tych wód do wód wieku glacjalnego, a tym samym utrud-nia ich wzajemne rozró¿nienie. I tak, najl¿ejsze izotopo-wo (najbardziej ujemne wartoœci delt – fig. 7.2) s¹ szcza-wy z niektórych g³êbokich otworów w dolinie Popradu,co w wiêkszoœci przypadków trudno jest wyt³umaczyæefektem wysokoœciowym (tzn. po³o¿eniem obszaru zasi-lania na znacznej wysokoœci), i z tego wzglêdu uznanezosta³y za szczawy wieku glacjalnego. Podobnego wiekus¹ wody siarczkowe Matecznego w Krakowie i ascenzyj-ne wody typu Na–SO4–Cl–HCO3 o mineralizacji oko³o2,7 g/dm3 w utworach triasu w rejonie Kêdzierzyna-KoŸ-la, udokumentowane dodatkowo niskimi stê¿eniami 14C,a przypadku Matecznego tak¿e gazów szlachetnych.

Podobny sk³ad izotopowy maj¹ wody termalne Podha-la, ale wskutek po³o¿enia ich obszarów zasilania na zna-cznych wysokoœciach (>1000 m n.p.m.) raczej nie ulegaw¹tpliwoœci, ¿e jest on wynikiem efektu wysokoœciowe-go, czyli s¹ to wody holoceñskie.

Tak zwane szczawy chlorkowe s¹ mieszanin¹ ascen-zyjnych wód dehydratacyjnych, powsta³ych w procesachdiagenezy minera³ów ilastych, i wód lokalnej infiltracji,przy obfitym dop³ywie wg³êbnego CO2. Typowym przy-k³adem sk³adu „czystej” (tzn. bez dodatku wody infiltra-

81

Geneza wód

cyjnej) wody dehydratacyjnej jest woda z ujêcia Aleksan-dra w Wysowej. Podobne do szczaw Wysowej linie mie-szania siê wód dehydratacyjnych z wodami infiltracyjny-mi maj¹ wody w Szczawnicy, Kroœcienku n. Dunajcem,Szczawie i kilku innych miejscowoœciach. Zasolenie tychwód jest prawdopodobnie pozosta³oœci¹ sk³adu chemicz-nego morskich wód sedymentacyjnych, przy czym cz¹s-teczki wody morskiej zosta³y usuniête przez wody dehy-dratacyjne w koñcowych etapach ultrafiltracji towarzy-sz¹cej diagenezie kompakcyjnej.

Wed³ug tej hipotezy proces ultrafiltracji przy diagene-zie kompakcyjnej mo¿na podzieliæ na trzy etapy: (1) ul-trafiltracja przy znacznej kompakcji redukuj¹cejwspó³czynnik porowatoœci wskutek obci¹¿enia nadle-g³ymi osadami z mo¿liwym nawet wielokrotnym wzbo-gacaniem w sk³adniki chemiczne; (2) dalsza kompakcjapo³¹czona z diagenez¹, powoduj¹c¹ uwalnianie siê wodydehydratacyjnej i jej mieszanie siê z wod¹ sedymenta-cyjn¹, co prowadzi do czêœciowego wys³odzenia wzbo-

gaconej wczeœniej wody, oraz (3) diageneza po ca³kowi-tym usuniêciu wody sedymentacyjnej, prowadz¹ca dodalszego wys³odzenia wody porowej przez powstaj¹c¹wodê dehydratacyjn¹.

Niektóre typowe solanki sedymentacyjne z Dêbowca,o sk³adzie izotopowym zbli¿onym do sk³adu wód oceanuœwiatowego (na fig. 7.2 pokazano jako SMOW – Stan-dard Mean Ocean Water) i zawartoœci Cl– znacznie prze-wy¿szaj¹cej zawartoœæ tego jonu w wodzie morskiej, s¹przypuszczalnie przyk³adem pocz¹tkowego stadium eta-pu (1). Solanka z Krosna jest prawdopodobnie przy-k³adem etapu (2), a „czyste” wody dehydratacyjne obser-wowane w ró¿nych miejscowoœciach Karpat fliszowych(np. Wysowa, Szczawa i Szczawnica), maj¹ce ró¿ne za-solenie, s¹ przyk³adem ró¿nych stadiów etapu (3). Wodypowsta³e w ró¿nych stadiach wszystkich trzech etapówmog¹ ulegaæ w cyklach infiltracyjnych wys³odzeniuprzez wody infiltracyjne, jak np. solanki naftowe antykli-ny iwonickiej, w tym wody mineralne Iwonicza-Zdroju

82

Prowincja karpacka

Fig. 7.2. Sk³ad izotopowy wybranych wód mineralnych Karpat i zapadliska przedkarpackiego, wyra¿ony w notacji � jakowzglêdne odchylenia od wartoœci standardu SMOW o sk³adzie izotopowym zbli¿onym do œredniego sk³adu wody oceanicznej;drugim orientacyjnym punktem odniesienia jest sk³ad izotopowy wspó³czesnych wód infiltracji lokalnej na okreœlonej wysoko-œci; poza obszarami górskimi rozpatrywanego obszaru najczêœciej s¹ to wartoœci �

18O � –10,0‰ i �2H � –70‰; w rejonach gór-

skich wartoœci �18O i �

2H wód holocenu zachodz¹ na zakres wód wieku glacjalnego wskutek tzw. efektu wysokoœciowego, coutrudnia ich wzajemne rozró¿nienie

i Rymanowa-Zdroju. W spêkanych strefach uskokowychwody dehydratacyjne mog¹ ascendowaæ, mieszaj¹c siêz lokalnymi wodami infiltracyjnymi, najczêœciej wspó³-czesnymi, co przyk³adowo pokazuje linia mieszania wódWysowej (fig. 7.2).

Zasolonym wodom dehydratacyjnym nie zawsze towa-rzyszy powstawanie CO2 tworz¹cego szczawy. Pozostaj¹one wtedy solankami o bardzo zró¿nicowanym zasoleniu,zale¿nym w przypadku ascenzji od proporcji mieszania siêich z lokalnymi wodami infiltracyjnymi. Pokazuj¹ to liniemieszania siê wód mineralnych Rabki i Soli.

Wody siarczkowe o znaczeniu balneologicznym po-wstaj¹ na obszarze zapadliska przedkarpackiego wskutekrozpuszczania gipsów przez wody opadowe wieku odglacjalnego do wspó³czesnego (np. Swoszowice, Lato-szyn, Horyniec, Krzeszowice i omówiony wy¿ej Kra-ków-Mateczny).

Na podstawie sk³adu izotopowego mo¿na uznaæ, ¿ep³ytkie solanki siarczkowe Buska-Zdroju by³y zasilanew holocenie, ale wysokie stê¿enia 4He oraz brak 14Cwskazuj¹ jednoznacznie na ich interglacjalny wiek i zasi-

lanie z odleg³ego obszaru. Sk³ad izotopowy g³êbszych so-lanek Buska-Zdroju oraz siarczkowych solanek Solca--Zdroju i We³nina (Malina) jest znacznie zró¿nicowany,co mo¿e byæ albo efektem zasilania w ciep³ych okresachprzedplejstoceñskich, albo te¿ rezultatem mieszania siêwód infiltracyjnych plejstocenu z morskimi wodami se-dymentacyjnymi. Stê¿enia gazów szlachetnych wskazuj¹jednak na dominuj¹cy udzia³ wód infiltracyjnych z okre-su po ostatniej transgresji morskiej w badenie. Stê¿eniaCl– oraz niektóre wskaŸniki hydrochemiczne rozpatrywa-ne wspólnie z danymi izotopowymi wszystkich tych wódmineralnych pozwalaj¹ jednoznacznie stwierdziæ, ¿e ichzasolenie pochodzi g³ównie z ³ugowania utworów mioce-nu. Œwiadczy o tym tak¿e znaczne zró¿nicowanie stê¿e-nia Cl– przy sta³ym sk³adzie izotopowym tych solanek, cojest typowym wskaŸnikiem procesu ³ugowania. Podobnesilne zró¿nicowanie stê¿enia Cl– przy prawie sta³ymsk³adzie izotopowym obserwuje siê w najg³êbszych so-lankach karbonu GZW, co wskazuje na pochodzenie za-solenia z ³ugowania, z mo¿liwym wtórnym wzbogace-niem w procesie ultrafiltracji.

7.4. Charakterystyka wód

7.4.1. Wody mineralne

Zarówno w obrêbie Karpat, jak i zapadliska przedkar-packiego wody mineralne wspó³wystêpuj¹ z wodamizwyk³ymi czêsto na niewielkich g³êbokoœciach lub nawetna powierzchni. Warunki wystêpowania wód mineral-nych na terenie Karpat i zapadliska przedkarpackiego s¹jednak odmienne z uwagi na du¿e ró¿nice w budowiegeologicznej tych dwóch du¿ych jednostek struktural-nych. W zwi¹zku z tym wody tych rejonów zosta³y omó-wione oddzielnie.

Zgodnie z przyjêtym podzia³em B. Paczyñskiego i Z.P³ochniewskiego (1996), omawiany obszar nale¿y doprowincji karpackiej (D), która dzieli siê na trzy regiony:zapadlisko przedkarpackie (DI), Karpaty zewnêtrzne

(DII) oraz Karpaty wewnêtrzne (DIII) (fig. 7.1). W ni-niejszym rozdziale omówino g³ównie wody eksploa-towane, jak i inne wody interesuj¹ce ze wzglêdu na ichpotencjalne walory i/lub genezê. Niektóre wody regionuDIII wchodz¹ w zakres definicji wód mineralnych, ale s¹wykorzystywane jako wody termalne.

Region zapadliska przedkarpackiego (DI)

Region zapadliska przedkarpackiego dzieli siê na sub-region zachodni (DI.1) i wschodni (DI.2), których grani-cê tworz¹ wychodnie wapieni jurajskich na zachód odKrakowa (tzw. rygiel krakowski – fig. 7.1). Subregion za-

83

Charakterystyka wód

chodni dzieli siê z kolei na rejon kêdzierzyñski (DI.1a)i oœwiêcimski (DI.1b), który siêga na zachodzie poza gra-nicê GZW. W subregionie wschodnim wody mineralnezosta³y stwierdzone w licznych otworach wykonanychw zwi¹zku z poszukiwaniem ropy naftowej i gazu ziem-nego. Wiêkszoœæ tych otworów zosta³a ju¿ zlikwidowa-na, a geneza wody nie by³a badana izotopowo. Najbar-dziej znane s¹ wody mineralne Buska-Zdroju, Solca--Zdroju, Gocza³kowic-Zdroju, Jastrzêbia-Zdroju (ju¿nieistniej¹ce), Krakowa-Matecznego, Krzeszowic, Swo-szowic, Latoszyna, Horyñca, Dêbowca i Zab³ocia (ju¿nieeksploatowane). Wody mineralne tych i innych miej-scowoœci s¹ bardzo ró¿nego typu, o szerokim zakresiemineralizacji i o bardzo zró¿nicowanej genezie.

Wody siarczkowe. Regionalne uwarunkowania formo-wania siê wód podziemnych zapadliska przedkarpackiegow obszarze od Krakowa po wschodni¹ granicê kraju (sub-region wschodni) szerzej przedstawili m.in. J. Pich (1978)i N. Oszczypko (1981), a nowsze pogl¹dy na genezê wielutych wód podsumowane s¹ poni¿ej. Wody uznane za lecz-nicze wystêpuj¹ w obrêbie piêtra mioceñskiego, kredowe-go, jurajskiego i przedjurajskiego. W pó³nocnej czêœci za-padliska przedkarpackiego wody siarczkowe wystêpuj¹powszechnie. Na przyk³ad, miêdzy Bi³gorajem a Bu-skiem-Zdrojem zinwentaryzowano 130 odwiertów uj-muj¹cych takie wody (B. Porwisz i in., 2002).

W marglach kredowych Buska-Zdroju na g³êbokoœciod kilkunastu do oko³o 200 m wystêpuj¹ s³one wodysiarczkowe typu Cl–Na+Br, J, HBO2, F, H2S o minerali-zacji 12,5–14,6 g/dm3. Wed³ug danych izotopowych s¹ towody infiltracyjne wieku ponad 100 tys. lat (interglacjal-ne) (rozdz. 2 w tomie I). Ich zasolenie pochodzi z ³ugowa-nia inkluzji i przewarstwieñ solnych (stosunek molowyNa+ do Cl– wynosi ok. 1), które niew¹tpliwie istnia³yw osadach gipsów mioceñskich, a siarczany i siarczki po-chodz¹ z rozpuszczania gipsów. Solanki siarczkoweSolca-Zdroju i We³nina (Malina) maj¹ podobne pochodze-nie jak omówione dalej g³êbokie solanki Buska-Zdroju, aleró¿ni¹ siê od nich obecnoœci¹ siarczków. Zw³aszcza wyso-kie stê¿enie H2S wystêpuje w Malinie (ok. 800 mg/dm3).

Wody mineralne Krakowa-Matecznego zwyczajowozaliczane s¹ do wód siarczkowych, chocia¿ przez szereglat po oczyszczeniu z H2S by³y wykorzystywane do pro-

dukcji wody sto³owej. S¹ to s³one wody wielojonowe (np.typu SO4–Cl–Na–Ca+H2S) o mineralizacji oko³o 2,2–3,7g/dm3 i stosunku molowym Na+ do Cl– znacznie powy-¿ej 1, co sugeruje pochodzenie zasolenia z ³ugowaniaewaporatów miocenu. Wystêpuj¹ one w brakicznych wa-pieniach i marglach dolnego badenu oraz piaskach paleo-genu, wype³niaj¹cych zag³êbienia krasowe w stropie wa-pieni górnej jury. S¹ one wieku glacjalnego, przy czymw otworze Geo-2a wystêpuje oko³o 10% domieszki wodywspó³czesnej (A. Zuber i in., 2004).

Woda siarczkowa typu SO4–Ca–Mg+H2S o minerali-zacji oko³o 2,8 g/dm3 wystêpuje w Ÿródle G³ównymw Krzeszowicach na obszarze rowu krzeszowickiego.Jest to ca³kowicie infiltracyjna woda wczesnoholoceñskazwi¹zana z gipsami mioceñskimi przykrytymi i³ami (J.Motyka i in., 2003). Podobne chemicznie wody siarczko-we wystêpowa³y w Ÿródle Zofia i odwiertach R-1 i R-2,jednak znacznie wy¿sza zawartoœæ 14C w wodach otworuR-2 w stosunku do wód Ÿród³a G³ównego wskazuje na ichm³odszy wiek. W otworze S-2 nawiercono wody g³êbsze-go poziomu typu Na–Cl–SO4–HCO3 o mineralizacji oko-³o 3,0 g/dm3, wystêpuj¹ce w skrasowia³ych wapieniachjurajskich. Geneza ich nie by³a badana izotopowo; przy-puszczalnie s¹ to wody glacjalne ascenduj¹ce z utworówkarbonu.

Wody lecznicze Swoszowic typu SO4–HCO3–Ca –Mg+H2S o mineralizacji oko³o 2,5 g/dm3 zwi¹zane s¹ z seri¹gipsow¹ miocenu o mi¹¿szoœci 10–35 m. S¹ to wodywspó³czesne o œrednim wieku trytowym oko³o 50–60 lat,opisane modelem przep³ywu zbli¿onym do modelu eks-ponencjalnego, tzn. o liniach przep³ywu rozk³adu czasudop³ywu od bardzo krótkiego do bardzo d³ugiego.

W Latoszynie, na granicy nasuniêcia karpackiego,w serii piaskowcowo-³upkowej z gipsami warstw chode-nickich, w otworze W-1 na g³êbokoœci oko³o 10 m stwier-dzono wodê o napiêtym zwierciadle typu SO4–Ca+H2Si mineralizacji oko³o 2,5 g/dm3. Za pomoc¹ metody tryto-wej jej œredni wiek oceniono na oko³o 90 lat, z szerokimrozk³adem czasu dop³ywu opisanym modelem zbli¿onymdo eksponencjalnego, co oznacza bliskie po³o¿enie ob-szaru zasilania (W. Ciê¿kowski i in., 2003).

W Horyñcu po³o¿onym przy granicy z Ukrain¹ w po-bli¿u wzgórz kredowych Roztocza Rawskiego na skraju

84

Prowincja karpacka

zapadliska przedkarpackiego wype³nionego osadamimiocenu nawiercono wody typu HCO3–SO4–Ca–(Mg)–Na+H2S o mineralizacji 0,6–0,8 g/dm3. Wody leczniczeeksploatowane s¹ przemiennie dwoma pobliskimi od-wiertami (Ró¿a III i Ró¿a IV). Badania prowadzone w la-tach 1995–2001 wykaza³y, ¿e nie zawieraj¹ one trytu,a oznaczenia 14C sugeruj¹ wiek póŸnoholoceñski. W od-leg³oœci oko³o 900 m na N od tych odwiertów w dwóchotworach eksploatowane s¹ wody zwyk³e o œrednim wie-ku oko³o 62 lat – otwór S-II (wed³ug danych trytowychopisanych modelem dyspersyjnym o ma³ej dyspersji –W. Ciê¿kowski i in., 2003).

Najwa¿niejsze wody siarczkowe zapadliska przedkar-packiego zestawione s¹ w tabeli 7.1.

Solanki, wystêpuj¹ce w utworach miocenu (baden)w Dêbowcu i Zab³ociu (rejon DI.1b) oraz £apczycy nawschód od Krakowa (subregion DI.2), s¹ zachowanymimorskimi wodami sedymentacyjnymi o znacznie przetwo-

rzonym sk³adzie chemicznym (g³ównie wskutek redukcjisiarczanów) i zasoleniu bliskim wodzie morskiej lub wiêk-szym, spowodowanym ultrafiltracj¹ zachodz¹c¹ przykompakcji i/lub wskutek wtórnego rozpuszczania soli.

Solanki, wystêpuj¹ce w najg³êbszych czêœciach l¹do-wych utworów karbonu ca³ego obszaru GZW i w star-szych utworach pod³o¿a, maj¹ bardzo podobny sk³ad che-miczny jak wody miocenu, ale znacznie szersze zakresyzasolenia. S¹ to wody meteoryczne bardzo gor¹cego i su-chego klimatu z okresowymi obfitymi opadami, g³ówniez permu. Zasolenie ich pochodzi z ³ugowania wietrze-j¹cych ska³ ze wzbogaceniem d³ugotrwa³¹ ultrafiltracj¹.W obszarze zakrytym nieprzepuszczalnymi osadamimiocenu i na jego obrze¿eniach zachowane s¹ w niektó-rych miejscach solanki innych cykli infiltracyjnych,w tym nawet wody ostatniego cyklu, czyli po transgresjimorskiej badenu, z zasoleniem powsta³ym w wyniku³ugowania ewaporatów miocenu.

85


Tabela 7.1

Siarczkowe wody prowincji karpackiej na podstawie danych z uzdrowiskowych zak³adów górniczych(zasoby eksploatacyjne wg stanu na 31.12.2005 r.; L. Skrzypczyk, 2006)

MiejscowoœæLiczba Zasoby

[m3/h]H2S

[mg/dm3]Mineralizacja

[g/dm3]Typ wody

odwiertów Ÿróde³

region zapadliska przedkarpackiego

Krzeszowice 1 1 6,61 3,7–7,8 2,1–3,1 SO4–Ca–Mg, H2S

Kraków-Mateczny 3 – 8,5 1,0–7,3 1,9–4,6 SO4–Cl–Na–(Ca)–(Mg), H2S, (F), (B)

Swoszowice 1 – 7,2 59,0–77,9 2,4–2,8 SO4–HCO3–Ca–Mg, H2S

Busko-Zdrój* 7 – 16,75 21,1–49,3 12,5–14,6 Cl–Na, H2S, Br, J, B

Solec-Zdrój 3** – 0,96 75,0–136,0 16,4–20,6 Cl–Na, H2S, Br, J, B

We³nin 1 – 3,0 750 33,4 Cl–Na, H2S, Br, J, F, B

Latoszyn 1 – 1,3 1,9–5,5 2,5–2,6 SO4–Ca, H2S

Horyniec 2 – 26,40 15,0–50,0 0,6–0,8 HCO3–SO4–Ca–Na–Mg, H2S

Hy¿ne–Nieborów – 4 ok. 1,3 3,7–15,6 1,4–3,6 (Cl)–(HCO3)–Na–Ca, H2S, B

Lesko – 4 ok. 0,2 1,0–2,5 0,4–0,5 HCO3–Ca–(Mg), H2S

Lipa (k. StalowejWoli)

1 – 9,6 156,5–174,5 2,9 SO4–Cl–HCO3–Na–Ca, H2S

region Karpat zewnêtrznych

Wapienne 2 2 2,92 0,5–10,5 0,2–0,53 HCO3–Ca–Mg–(Na), H2S

* tylko tzw. wody siarczkowe; ** w tym jeden szyb

W Busku-Zdroju (subregion DI.2) w otworach B-15i B-19, o g³êbokoœci kilkuset metrów, z wapieni i margligórnej jury eksploatowane s¹ solanki typu Cl–Na+Br, J,HBO3, F o mineralizacji 22,2–72,0 g/dm3, bêd¹ce praw-dopodobnie wynikiem infiltracji przedplejstoceñskichopadów ostatniego cyklu infiltracyjnego.

W utworach neogenu, podœcielaj¹cych wodonoœnepiaski badenu, w okolicy Kêdzierzyna-KoŸla (rejonDI.1a) na g³êbokoœci oko³o 410 m natrafiono na arte-zyjsk¹ wodê siarczanow¹ typu Na–SO4–Cl o mineraliza-cji oko³o 10 g/dm3 (S. W. Alexandrowicz, A. S. Klecz-kowski, 1970), która nie by³a badana izotopowo. Woda tazosta³a odizolowana. W wapieniach, marglach i dolomi-tach triasu na g³êbokoœci 515–550 m nawiercono równie¿artezyjsk¹ wodê zbli¿onego typu (Na–Cl–SO4–HCO3)o mineralizacji oko³o 2,7 g/dm3, zwi¹zan¹ z koñcemostatniego glacja³u. Podobna chemicznie woda glacjalna,ale nieco m³odsza i o ni¿szej mineralizacji, wystêpujew utworach triasu udostêpnionych otworem monitorin-gowym w Starej KuŸni.

W zachodniej czêœci Krakowa przy ul. Pylnej na g³ê-bokoœci 30–45 m wystêpuje siarczanowa woda wiekuglacjalnego typu Na–SO4–HCO3–Cl o mineralizacjioko³o 3,1 g/dm3 (A. Zuber i in., 2004). W Krakowie-Mi-strzejowicach w wapieniach malmu nawiercono wodyglacjalne o mineralizacji oko³o 3 g/dm3, a przy pl. Bisku-pim – wodê glacjaln¹ z domieszk¹ wody przedplejstoceñ-skiej typu Na–Mg–Cl–SO4 o mineralizacji oko³o 2,2g/dm3. W wyp³ywie przy klasztorze Paulinów w Krako-

wie wystêpuje woda zbli¿onego typu (Na–Cl–SO4) i po-chodzenia o mineralizacji oko³o 4,4 g/dm3. W Krakowieprzy ul. K¹pielowej w otworze OP-1 (3 km na N od nasu-niêcia karpackiego, 1 km na NW od Swoszowic, w pozio-mie mioceñskim odseparowanym od poziomu czwarto-rzêdowego i³ami o mi¹¿szoœci 14 m) wystêpuje wodasiarczanowa typu SO4–Ca o mineralizacji oko³o 2,2g/dm3 (J. Chowaniec, 1999). Jej sk³ad izotopowy wska-zuje na ca³kowicie infiltracyjne pochodzenie z holocenu,a zawartoœæ trytu oko³o 5 T.U. (2001 r.) oznacza wyraŸn¹obecnoœæ domieszki wody wspó³czesnej.

Zestawienie najwa¿niejszych solanek i wód siarczano-wych zapadliska podane jest w tabeli 7.2.

Region Karpat zewnêtrznych (DII)

Wody mineralne Karpat charakteryzuj¹ siê oprócz pio-nowej strefowoœci hydrochemicznej tak¿e strefowoœci¹poziom¹, zwi¹zan¹ g³ównie z dop³ywem wg³êbnego CO2

i powstawania ró¿nego typu szczaw. Dotyczy to zw³asz-cza wschodniej czêœci polskich Karpat fliszowych.W zwi¹zku z licznym wystêpowaniem szczaw na obsza-rze Karpat fliszowych, B. Paczyñski i Z. P³ochniewski(1996) wydzielili 3 obszary ich pojawiania siê na po-wierzchni: subregion DII.1 – popradzki, rejon DIIa – iwo-nicki i rejon DIIb – bieszczadzki. Podzia³ ten jest jednakmniej zgodny z genez¹ wód ni¿ podzia³ S. Wêc³awika(1991), który wyró¿ni³ strefy: centraln¹, przejœciow¹ i ze-wnêtrzn¹ (brze¿n¹) – fig. 7.3. W ramach niniejszego roz-

86

Prowincja karpacka

Tabela 7.2

Solanki i wody siarczanowe zapadliska przedkarpackiego na podstawie danych z uzdrowiskowych zak³adów górniczych(zasoby eksploatacyjne wg stanu na 31.12.2005 r.; L. Skrzypczyk, 2006)


[m3/h]Mineralizacja

[g/dm3]Typ wody


Dêbowiec 3 – 5,67 31,1–36,4 Cl–Na, Br, J, B, (Fe)

Zab³ocie 2 – zlikwidowane 42,7–53,1 Cl–Na, Br, J, B, Fe

£apczyca – – 6,20 – Cl–Na, Br, J, B, Fe

Gocza³kowice-Zdrój 3 – 2,34 60,4–75,9 Cl–Na, Br, J, B, Fe

Busko-Zdrój 2 – 2,22 22,2–72,0 Cl–Na, Br, J, B, Fe, (F)

dzia³u do strefy zewnêtrznej zaliczono tak¿e obszary wy-stêpowania wód mineralnych w innych p³aszczowinach.

Strefa centralna zawiera szczawy zwyk³e wystêpuj¹cew dolinach Popradu i jego dop³ywów. Pochodz¹ one z infil-tracji opadów atmosferycznych, wzbogacaj¹c siê w sk³a-

dniki chemiczne wskutek oddzia³ywania woda–ska³aw czasie przep³ywu dziêki nasycaniu siê wêdruj¹cym ku gó-rze dwutlenkiem wêgla, który wed³ug najnowszych badañpodsumowanych przez W. Ciê¿kowskiego red. i in. (2002)jest pochodzenia metamorficznego.

87


Fig. 7.3. Wody mineralne p³aszczowiny magurskiej Karpat polskich i czêœciowo s³owackich na tle budowy geologicznej(wg S. Wêc³awika, 1991)

1 – paleogen Karpat wewnêtrznych; 2 – pas ska³kowy; 3 – seria rychwa³dzka (formacja malcowska) – osady p³aszczowiny magurskiej

le¿¹ce ponad formacj¹ magursk¹; 4–6 – strefy facjalno-tektoniczne p³aszczowiny magurskiej (4 – gorlicko-raczañska ³¹cznie z innymi,

5 – s¹decko-bystrzycka, 6 – krynicka); 7 – warstwy ropianieckie (inoceramowe i starsze, wydzielone tylko w strefie gorlickiej); 8 – wa-

¿niejsze okna tektoniczne; 9 – miocen Kotliny S¹deckiej; 10 – andezyty rejonu Czorsztyna–Szczawnicy; 11 – przedpole p³aszczowiny

magurskiej; 12–14 – strefy hydrochemiczne wód wydzielonych w p³aszczowinie magurskiej (12 – centralna, 13 – przejœciowa, 14 –

brze¿na); 15 – zwarty obszar z zagêszczonymi przejawami wolnego dwutlenku wêgla (po stronie polskiej i s³owackiej); 16 – uzdrowiska

eksploatuj¹ce szczawy ch³odne o niskiej mineralizacji (o wy¿szej mineralizacji s¹ w wierceniach rejonu Krynicy i Z³ocka) typu HCO3–Ca

(Mg); 17 – szczawy ch³odne o niskiej mineralizacji, niewykorzystywane w uzdrowiskach; 18 – szczawy ch³odne typu HCO3–Cl–Na z siar-

kowodorem, eksploatowane w uzdrowiskach (Szczawnica, Wysowa) lub poza nimi (Szczawa, Cigelka); 19 – szczawy ch³odne typu

HCO3–CI–Na bez H2S (a – eksploatowane w uzdrowisku Bardejov, b – eksploatowane w Kroœcienku n. Dunajcem); 20 – ekshalacje dwu-

tlenku wêgla; 21 – ekshalacje metanu; 22 – Ÿród³a siarczkowe (a – wiêksze Ÿród³a „dzikie”, b – swoiste wody siarczkowe eksploatowane

w uzdrowisku Wapienne); 23 – granica pañstwa

Strefa przejœciowa, po stronie polskiej, zawiera szcza-wy chlorkowe w Szczawie, Szczawnicy i Kroœcienku n. Du-najcem (na zachód od doliny Popradu) i w Wysowej (nawschód od doliny Popradu). Wody te s¹ rezultatem mie-szania siê lokalnych wód infiltracyjnych z ascenduj¹cymizasolonymi wodami dehydratacyjnymi.

W strefie zewnêtrznej, na obszarze jednostki magur-skiej oraz w obrêbie jednostek: œl¹skiej, podœl¹skiej, du-kielsko-grybowskiej i skolskiej, w g³êbokich otworachwystêpuj¹ wody o mineralizacji do 150 g/dm3 z domi-nuj¹cym udzia³em jonów Cl– i Na+ oraz bromem i jodem,a tak¿e œladami bituminów. Geneza wielu z tych wód jestdyskusyjna lub jeszcze nierozpoznana. Szczawy chlorko-we w obrêbie p³aszczowiny œl¹skiej tworz¹ enklawywœród innych wód mineralnych, g³ównie typu chlorko-wego, a w rejonie Iwonicza-Zdroju i Rymanowa-Zdrojuzawieraj¹ œlady bituminów, natomiast w Rabem udzia³dehydratacyjnej wody chlorkowej jest bardzo ma³y (J.Chowaniec, 2004). Pochodzenie wód Rymanowa-Zdrojui Iwonicza-Zdroju jest podobne do pochodzenia szczawchlorkowych strefy przejœciowej, chocia¿ wody infiltra-cyjne s¹ w nich zazwyczaj starsze. Ró¿ne inne wodychlorkowe s¹ najczêœciej mieszanin¹ wód dehydratacyj-nych i meteorycznych (np. wody Rabki, Sidziny i Soli) lubwód sedymentacyjnych i dehydratacyjnych (otw. McAllenw Kroœnie wg danych J. Dowgia³³y, 1980) z mo¿liwoœci¹domieszki wód meteorycznych ró¿nego wieku.

Szczawy zwyk³e zazwyczaj charakteryzuj¹ siê mine-ralizacj¹ w granicach 0,6–6,0 g/dm3 z przewag¹ jonu wo-dorowêglanowego wœród anionów (ponad 90% mval)oraz jonów wapniowych (ponad 70% mval) i magnezo-wych (do 30% mval) wœród kationów, czyli s¹ to naj-czêœciej wody typu HCO3–Ca–Mg lub HCO3–Ca. Wystê-puj¹ one g³ównie w piaskowcach w rejonach stref usko-kowych u³atwiaj¹cych infiltracjê wód opadowych i do-prowadzaj¹cych wg³êbny CO2. G³ówne miejscowoœci ichwystêpowania to: Piwniczna, G³êbokie, £omnica-Zdrój,Wierchomla, ¯egiestów-Zdrój, Muszyna (w tym Z³ockie,Szczawnik, Jastrzêbik i PowroŸnik), Krynica i Tylicz,gdzie ujêto ich wyp³ywy g³ównie ze spêkanych piaskow-ców oraz otworami tak¿e z innych ska³ fliszu na g³êbo-koœciach siêgaj¹cych kilkaset metrów, najczêœciej jednaknieprzekraczaj¹cych 200 m. S¹ to zazwyczaj wody

wspó³czesne i starsze holoceñskie. W dnach dolin rze-cznych na g³êbokoœciach ponad 150–200 m mo¿na na-potkaæ wody zasilane u schy³ku ostatniego glacja³u.W ostatnich latach szczawy zwyk³e ujêto tak¿e w Miliku,Andrzejówce, Zubrzyku i Leluchowie.

Zestawienie najwa¿niejszych miejsc wystêpowaniaszczaw zwyk³ych i chlorkowych wraz z zasobami i typa-mi wód podano w tabeli 7.3.

Szczawy chlorkowe s¹ zazwyczaj typu HCO3–(Cl)–Na, rzadziej HCO3–Cl–Na–Ca, o mineralizacji od oko³o1,0 do oko³o 28,0 g/dm3. Zawartoœæ jonu chlorkowegoprawie zawsze przekracza 10% mval wœród anionów, siê-gaj¹c 32% mval. Charakterystyczna jest obecnoœæ jonówjodkowych i bromkowych oraz stosunki molowe Na+ doCl– znacznie powy¿ej 1.

Szczawy chlorkowe ujêto w Szczawie, Szczawnicy,Kroœcienku n. Dunajcem i Wysowej. S¹ to zazwyczaj mie-szaniny wód infiltracyjnych i dehydratacyjnych (rozdzia³2, tom I). Czyste wody dehydratacyjne wystêpuj¹ tylkow ujêciu Aleksandra w Wysowej, Szczawa II w Szczawiei okresowo Magdalena w Szczawnicy oraz w g³êbokimniezlikwidowanym otworze w Ciê¿kowicach. W niektó-rych ujêciach udzia³ chlorków jest znikomy i praktyczniejest to wtedy szczawa zwyk³a. W Krynicy i Z³ockiem(otwór Z-VI) wystêpuje specjalny typ szczaw chlorko-wych, który wskutek znacznego wieku komponentów in-filtracyjnych (co najmniej rzêdu tysiêcy lat) charakteryzujesiê wysok¹ mineralizacj¹ oraz du¿¹ zawartoœci¹ Na+ iHCO3

– . Wody tego unikatowego typu, odkryte w Krynicyprzez prof. Rudolfa Zubera, zosta³y nazwane zuberami.Schemat powstawania tych wód w Krynicy pokazany jestna figurze 7.4. Z rysunku tego widaæ, ¿e wystêpowania te-go typu wód mo¿na oczekiwaæ tak¿e w innych miejscach,gdzie zachodzi bardzo wolna penetracja wód meteorycz-nych na du¿e g³êbokoœci w obecnoœci znacznego strumie-nia wg³êbnego CO2 i gdzie mog¹ dop³ywaæ wody dehydra-tacyjne. W rejonach dop³ywu tych wód do samej po-wierzchni prawdopodobieñstwo napotkania wód typu zu-ber jest raczej znikome. Unikatowa woda podobnego typuzosta³a nawiercona ostatnio w Zubrzyku ko³o ¯egiesto-wa-Zdroju, gdzie, wed³ug sk³adu izotopowego i brakuchlorków, mo¿na stwierdziæ brak domieszki wody dehy-dratacyjnej (�18O = 11,9‰ i �2H = 81‰, typ HCO3–Na–

88

Prowincja karpacka

–Mg o mineralizacji ponad 12 g/dm3, gdzie HCO3 – 98%mval, Na – 67% mval i Mg – 27% mval).

Wody mineralne Rymanowa-Zdroju i Iwonicza-Zdro-ju zaliczone s¹ do szczaw chlorkowych (rozdz. 2 w tomieI). Jednak ze wzglêdu na obecnoœæ bituminów, wyraŸnieni¿sze zawartoœci CO2, ni¿ w innych szczawach, i licznepodobieñstwa do solanek naftowych, wystêpuj¹cychw antyklinie Iwonicza i Rudawki Rymanowskiej, zali-czane s¹ czêsto równie¿ do tych wód.

Solanki, licznie wystêpuj¹ce, znane z danych archi-walnych, m.in. z okolic Strzy¿owa nad Wis³okiem, Kro-sna, Ustrzyk Dolnych, Czarnej we wschodniej czêœci pol-skich Karpat fliszowych, a tak¿e z wielu innych rejonówKarpat polskich, s³owackich i ukraiñskich, maj¹ bli¿ej

nierozpoznan¹ genezê ze wzglêdu na brak danych izoto-powych. Wystêpowania solanek na obszarze Karpat fli-szowych zwi¹zane s¹ zarówno z osadami fliszu, jak i zestarszymi utworami pod³o¿a Karpat. Oprócz typowychdla tego rejonu wód chlorkowo-sodowych z jodem i bro-mem, wystêpuje tam wiele innych typów wód o zró¿nico-wanej mineralizacji w zale¿noœci od g³êbokoœci ujêciai budowy geologicznej. Do najczêœciej spotykanych na-le¿¹ typy: Cl–Ca–Na, Cl–HCO3–Na, HCO3–Cl–Na,Cl–HCO3–Na–Ca, SO4–Cl–Na–Ca i Cl–SO4–Na–Ca.

Typowe solanki Karpat fliszowych wystêpuj¹ w Rab-ce (uznane za lecznicze), Sidzinie, Soli i Kroœnie. Niektó-re ujêcia Rabki oraz zamkniête otwory w Soli i PorêbieWielkiej zawieraj¹ wody dehydratacyjne bez domieszki

89


Tabela 7.3

Wa¿niejsze szczawy zwyk³e i chlorkowe w regionie Karpat zewnêtrznych(zasoby eksploatacyjne wg stanu na 31.12.2005 r.; L. Skrzypczyk, 2006)


[m3/h]CO2

[g/dm3]Mineralizacja

[g/dm3]Typ wody


szczawy zwyk³e

G³êbokie – 2 0,5 2,4–3,1 2,2–3,6 HCO3–Na–Ca–(Mg), CO2, B

Piwniczna 11 – 24,95 0,6–3,0 1,7–8,2 HCO3–(Ca)–(Mg)–(Na), CO2, (Fe), (B)

£omnica-Zdrój 7 – 20,47 0,9–2,2 1,5–3,5 HCO3–Ca–(Mg)–(Na), CO2, (Fe), (B)

¯egiestów-Zdrój 3 1 4,90 1,3–3,0 2,6–14,4 HCO3–(Ca)–(Mg)–(Na), CO2, (Fe), (B)

Milik 2 – 3,08 2,0–3,0 6,6–7,1 HCO3–Mg–Ca, CO2, Fe

Muszyna 42 1 89,09 0,6–3,5 0,6–8,8HCO3–(Ca)–(Mg)–(Na), CO2, (Fe), (Br), (J),(B)

Krynica 14 4 32,06 0,5–3,4 0,6–10,1 HCO3–(Ca)–(Mg)–(Na), CO2, (Fe)

Tylicz 5 1 18,20 0,2–2,8 0,8–6,8 HCO3–(Ca)–(Mg)–(Na), CO2, (Fe)

szczawy chlorkowe

Szczawa 5 – 2,53 0,5–3,1 3,3–27,7 HCO3–Cl–Na, CO2, Br, J, B

Kroœcienkon.Dunajcem

– 2 0,07 1,0–1,9 3,3–7,3 HCO3–Cl–Na, CO2, Br, J

Szczawnica 5 5 2,46 0,6–2,7 1,0–27,1 HCO3–(Cl)–Na–(Ca), CO2, (Br), (J), B

Krynica (zubery) 4 – 0,78 0,3–3,0 16,6–29,4 HCO3–Na, CO2, (J), (Br), (B)

Wysowa 14 – 12,96 0,7–3,0 0,7–25,4 HCO3–(Cl)–Na–(Ca), CO2, (Br), (J), B, (Fe)

Iwonicz-Zdrój 11 – 40,39 0,1–1,1 0,7–19,6Cl–HCO3–Na, CO2, (F), Br, J, BHCO3–(SO4)–(Cl)–Na–(Ca), (CO2), Fe, J, B

Rymanów-Zdrój 5 3 17,48 0,04–1,7 3,6–8,5 (HCO3)–(Cl)–Na, (Br), J, (F)

wód infiltracyjnych, ale w niektórych przypadkach z mo-¿liwoœci¹ ma³ej pozosta³oœci wód sedymentacyjnych(rozdz. 2 w tomie I). Podstawowe dane dotycz¹ce wybra-nych solanek zawarte s¹ w tabeli 7.4, a ich geneza zosta³aomówiona w rozdziale 7.3.

Solanki pod³o¿a Karpat, maj¹ce znaczenie balneolo-giczne, zwi¹zane s¹ z seri¹ wêglanow¹ karbonu dolnegooraz dewonu górnego i œrodkowego obszaru miêdzy Cie-szynem a Bielskiem-Bia³¹ (A. Michalik, 1978). Seriê wê-glanow¹ buduj¹ dolomity i wapienie z wk³adkami margli ipiaskowców, o mi¹¿szoœci dochodz¹cej do oko³o 1000 m.Strop tej serii zalega najp³ycej na g³êbokoœci oko³o 800 mw okolicach Bielska-Bia³ej. Seria wêglanowa stanowi za-

sobny poziom wodonoœny, mimo diagenezy, kompakcji,rekrystalizacji i cementacji, prowadz¹cych do czêœciowe-go zaciœniêcia szczelin i pustek krasowych i tym samym dozmniejszenia przepuszczalnoœci górotworu. Wody mine-ralne stwierdzono m.in. w Ustroniu (uznane za lecznicze),Jaworzu, Kozach i Kêtach. Podstawowe dane tych wód ze-stawione s¹ w tabeli 7.4 razem z danymi dotycz¹cymi sola-nek nasuniêcia karpackiego. Zosta³a rozpoznana jedyniegeneza solanki w Ustroniu i jest ona identyczna z opisan¹poni¿ej genez¹ wód zawartych w utworach karbonu GZWw rejonie DI.1b zapadliska przedkarpackiego. Niektórewody termalne niecki podhalañskiej s¹ mineralnymi wo-dami siarczanowymi.

90

Prowincja karpacka

Fig. 7.4. Model koncepcyjny powstawania zgazowanych wód dehydratacyjnych i infiltracyjnych wód w Krynicy(wg W. Ciê¿kowskiego i in., 1999)

1 – zwierciad³o wód podziemnych; 2 – kierunki przep³ywu wód podziemnych; 3 – Ÿród³a wód zwyk³ych; 4 – Ÿród³a szczaw; 5 – granica

wystêpowania wód zwyk³ych i mineralnych; 6 – strefa formowania siê wód metamorficznych; 7 – strefa formowania siê szczaw chlorko-

wych – zuberów; 8 – dop³yw dwutlenku wêgla z g³êbi; 9 – przestrzeñ wystêpowania wód nasyconych dwutlenkiem wêgla; 10 – suche

ekshalacje dwutlenku wêgla; 11 – dwutlenek wêgla w powietrzu glebowym; 12 – uskoki

Wody siarczkowe. Na obszarze ca³ych Karpat wystê-puj¹ liczne Ÿród³a wód siarczkowych. L. Rajchel (2000)zinwentaryzowa³a i scharakteryzowa³a 125 takich Ÿróde³na obszarze Polski. Zawieraj¹ one siarkowodór w iloœ-ciach od 1 do 160 mg/dm3, przy mineralizacji od 0,3 do3,6 g/dm3, najczêœciej jednak nieprzekraczaj¹cej 1g/dm3.Wœród anionów dominuje jon HCO3

– , wœród kationówzaœ Ca2+, Na+ i Mg2+. Trzy Ÿród³a (w Szczawie, G³êbo-kiem i Rabem) zawieraj¹ dwutlenek wêgla, zaœ w ponaddwudziestu (g³ównie Ÿród³a w jednostkach œl¹skiej i skol-skiej) stwierdzono kwas metaborowy (HBO2) w stê¿e-niach powy¿ej 5 mg/dm3.

Pochodzenie siarkowodoru wi¹¿e siê powszechniez rozproszonym w ska³ach pirytem (L. Rajchel i in.,2005), chocia¿ wed³ug niektórych autorów wstêpne ba-dania izotopowe nie wykluczaj¹ w kilku przypadkach po-chodzenia tego gazu z p³aszcza Ziemi (L. Rajchel i in.,2002). �ród³a wód siarczkowych maj¹ charakterystyczneosady, na które sk³adaj¹ siê ró¿nobarwne kolonie bakteriisiarkowych (L. Rajchel i in., 2000).

Spoœród wód siarczkowych za lecznicze uznane s¹ je-dynie wody w Wapiennem, scharakteryzowane bli¿ejw tabeli 7.1 razem z wodami siarczkowymi zapadliskaprzedkarpackiego.

7.4.2. Wody termalne

Region zapadliska przedkarpackiego (DI)

Analiza danych archiwalnych z g³êbokich otworówœrodkowej czêœci zapadliska przedkarpackiego wykaza³apewne mo¿liwoœci wykorzystania wód geotermalnychz kilku piêter wodonoœnych, które – z wyj¹tkiem piêtramioceñskiego – po³¹czone s¹ z obszarem niecki mie-chowskiej (A. P. Barbacki, 2004b). Zbiornik mioceñskisiêga nawet pod nasuniêcie karpackie, gdzie w utworachfliszu i badenu (np. w otworach £êkawica 1 i Zawada 2)stwierdzono wody termalne na g³êbokoœciach, odpowied-nio, 50–300 i 1750–1775 m. Wiêkszoœæ ich jest wysoko-

zmineralizowana. G³êbsze wody piêtra mioceñskiego s¹typu Cl–Ca o mineralizacji nawet do oko³o 260 g/dm3 (J.Pich, 1978).

W czêœci piêtra kredowego, interesuj¹cej pod wzglê-dem geotermalnym, w strefie P³awice–Mniszów–Groblana g³êbokoœci œrednio 500 m mineralizacja wód wynosioko³o 7 g/dm3, a w strefie Tarnów–Zawada oko³o 100g/dm3. Poziom górnojurajski jest ma³o obiecuj¹cy w wo-dy termalne z wyj¹tkiem strefy otworu Pogórska Wola15. Podobnie poziomy œrodkowojurajskie i triasowe nierokuj¹ korzystnych perspektyw ze wzglêdu na co prawdabardzo dobre, ale tylko lokalne w³asnoœci zbiornikowe.

91


Tabela 7.4

Solanki Karpat fliszowych i pod³o¿a(zasoby eksploatacyjne wg stanu na 31.12.2005 r.; L. Skrzypczyk, 2006)


[m3/h]Mineralizacja

[g/dm3]Typ wody


Rabka 7 – 6,44 6,2–26,4 Cl–Na, Br, J, (B), (Fe)

Sól 3 2 brak danych 9,4–44,3 Cl–Na, Br, J, B

Jaworze Dolne 2 – 4,9 99,4–145,9 Cl–Na–Ca, Br, J, B, Fe, (T)

Ustroñ 2 – 2,2 103,1–126,1 Cl–Na–Ca, Br, J, B, Fe, (T)

Najbardziej obiecuj¹cy jest zbiornik dewoñski o mi¹¿-szoœci utworów wodonoœnych do 1000 m i temperaturze30–45oC (A. P. Barbacki, 2004b). Generalnie wody utwo-rów dewonu i starszych s¹ s³abo rozpoznane, a nale¿¹ce donich wody typu Cl–Na maj¹ œredni¹ mineralizacjê oko³o100 g/dm3 (N. Oszczypko, 1981; A. P. Barbacki, 2004b).

Region Karpat wewnêtrznych (DIII)

Niecka podhalañska, jeden z elementów geologicz-no-tektonicznych polskich Karpat wewnêtrznych, le¿ymiêdzy Tatrami na po³udniu a pieniñskim pasem ska³ko-wym na pó³nocy i jest wype³niona paleogeñskimi utwora-mi piaskowcowo-³upkowymi o mi¹¿szoœci do oko³o3000 m. Sp¹gow¹, transgresywn¹ czêœæ paleogenu stano-wi¹ ska³y wêglanowe wykszta³cone w postaci zlepieñ-ców, wapieni numulitowych i mu³owców. Utwory te le¿¹g³ównie na wêglanowych ska³ach mezozoicznych jedno-stek tatrzañskich. Uwarunkowania geologiczno-struktu-ralne powoduj¹, ¿e w niecce podhalañskiej wystêpuj¹ za-równo wody zwyk³e, jak i termalne.

Dynamiczny rozwój badañ wód termalnych w nieccepodhalañskiej nast¹pi³ dopiero od lat 70. XX w. (S. So-ko³owski, 1973; D. Ma³ecka, 1981, 2003; J. Soko³owski,1985; J. Chowaniec, 1989, 2003; B. Kêpiñska, 1995,1997, 2001; J. Chowaniec i in., 1997a, b; A. Barbackii in., 1998; D. Ma³ecka, Z. Nowicki, 2002).

Na obszarze niecki podhalañskiej wystêpuj¹ dwa sys-temy przep³ywu wód podziemnych. Pierwszy – lokalny,zwi¹zany jest z utworami czwartorzêdu i stropowymiogniwami fliszu, natomiast drugi – regionalny, kszta³tujesiê w utworach wêglanowych eocenu i mezozoiku, z któ-rym zwi¹zane s¹ wody termalne. Obszarem zasilania dlatych wód s¹ Tatry, zaœ ska³y fliszowe stanowi¹ elementizoluj¹cy. W stosunku do innych rejonów Polski, w niec-ce podhalañskiej istniej¹ najlepsze warunki uzyskaniawód termalnych ze wzglêdu na korzystn¹ budowê geolo-giczn¹, wysok¹ temperaturê (do 86°C na wyp³ywie),nisk¹ mineralizacjê (do 3 g/dm3), wysok¹ wydajnoœæ (po-wy¿ej 200 m3/h z pojedynczego ujêcia), odnawialnoœæz³o¿a i ³atw¹ dostêpnoœæ terenu.

Pierwsze wzmianki o wodach termalnych na Podhalupochodz¹ z po³owy XIX w., kiedy to L. Zejszner (1844)

odkry³ w Jaszczurówce Ÿród³o o temperaturze 20,4°C (H.Sobol, 1959). Po raz pierwszy wody termalne o temperatu-rze 36°C uzyskano z otworu Zakopane IG 1 (S. Soko³ow-ski, 1973). Wystêpuj¹ one w podfliszowych, spêkanychi skrasowia³ych ska³ach mezozoiku i czêœciowo paleoge-nu. Mo¿na je nawierciæ w obszarze odleg³ym o 800–1000 m od brzegu Tatr, siêgaj¹cym pieniñskiego pasaska³kowego, który odgrywa rolê ekranu izoluj¹cego unie-mo¿liwiaj¹cego dalszy ich przep³yw na pó³noc. Naturalnydrena¿ wód odbywa siê na terenie S³owacji (fig. 7.5).

Przeprowadzone pod koniec XX w. kompleksowe ba-dania w g³êbokich otworach dostarczy³y bardzo intere-suj¹cych danych na temat wystêpowania i mo¿liwoœcieksploatacyjnych wód termalnych niecki podhalañskiej(J. Chowaniec i in., 1997a, b; A. Barbacki i in., 1998).Podstawowe parametry hydrogeologiczne wód zestawio-no w tabeli 7.5.

Testy hydrodynamiczne, w tym okreœlenie wieku wód,ich temperatury i sk³adu jonowego, pozwoli³y na stwier-dzenie szeregu prawid³owoœci charakterystycznych dlaomawianych wód podziemnych. Mimo ró¿nic g³êbokoœciujêæ i zró¿nicowanej odleg³oœci od obszaru zasilania,wspó³czynniki filtracji wykazuj¹ zbli¿ony rz¹d wielkoœci,podobnie jak w otworach zlokalizowanych na Anta³ówce(J. Chowaniec i in., 1997b). Z porównania wydajnoœci no-towanych w czasie wiercenia otworów z wydajnoœciamiuzyskanymi podczas badañ eksperymentalnych z zabiega-mi kwasowania wynika, ¿e nast¹pi³o 4–8-krotne zwiêksze-nie wydatku, a w otworze Bia³y Dunajec PAN-1 wzrós³ onod 9 do 270 m3/h. Zabiegi kwasowania otworów ujawniaj¹siê równoczeœnie we wzroœcie temperatury wody na wy-p³ywie od kilkunastu do ponad 30°C.

Do g³ównych czynników, kszta³tuj¹cych w³asnoœci fi-zyczno-chemiczne wód termalnych niecki podhalañskiej,nale¿¹ przede wszystkim oddzia³ywanie woda–ska³aokreœlonej litologii oraz czas tego oddzia³ywania, zwi¹-zany z warunkami przep³ywu. Wody pochodzenia meteo-rycznego infiltruj¹ce na terenie masywu tatrzañskiegozgodnie z kierunkiem zapadania serii wodonoœnych mi-gruj¹ ku pó³nocy, a nastêpnie na skutek szczelnej bariery,jak¹ stanowi¹ utwory pieniñskiego pasa ska³kowego, roz-p³ywaj¹ siê wachlarzowato ku wschodowi i zachodowi po-za granice pañstwa, z bardzo s³abym przes¹czaniem do gó-

92

Prowincja karpacka

93


Fig.

7.5.

Map

ahy

drog

eolo

gicz

nazb

iorn

ika

wód

term

alny

chKa

rpat

wew

nêtrzn

ych

(wyk

orzy

stan

om

at.rê

kopi

œmie

nne

T.Sz

klar

czyk

a)

1a

–kr

ysta

linik

tatr

zañsk

i;1b

–utw

ory

wêg

lanow

eK

arpat

wew

nêt

rznyc

h;1

c–

utw

ory

flis

zow

eK

arpat

zew

nêt

rznyc

h;1

d–

pie

niñ

skip

assk

a³ko

wy;

2a

–obsz

ary

zasi

la-

nia

;2b

–st

refa

utw

oró

wiz

ola

cyjn

ych

flis

zupodhal

añsk

iego;2

c–

stre

fysi

lneg

odre

na¿

u;3

–d

zia³

wó

dp

ow

ierz

chn

iow

ych

;4–

dzi

a³w

ód

po

dzi

emn

ych

(ter

mal

nyc

h);

5–

g³ó

wne

kier

unki

prz

ep³y

wów

wobsz

arac

hza

sila

nia

;6

–ki

erunki

prz

ep³y

wów

wód

term

alnyc

h;7

–otw

ory

zw

od¹

term

aln¹;

8–

gra

nic

apañ

stw

a

ry na obszarze Polski (J. Chowaniec, 1989, 2003) – figura7.6. Przypuszczalnie nastêpuje tu silne zredukowanieprêdkoœci przep³ywów w porównaniu do czêœci po³udnio-wej, co wskutek wyd³u¿enia czasu kontaktu wody ze ska³¹powoduje zmiany chemizmu wód. W otworach usytuowa-nych w strefie przytatrzañskiej ogólna mineralizacja nieprzekracza 420 mg/dm3, a w otworach najbardziej oddalo-nych od Tatr wynosi od oko³o 1 do oko³o 3 g/dm3. Podsta-wowe typy hydrochemiczne wód g³êbokich ulegaj¹ zmia-nom od typu HCO3–Na–Ca do typu SO4–Cl–Na–Ca (tab.

7.5) z widoczn¹ redukcj¹ znaczenia HCO3– . Obserwowane

zmiany nie wynikaj¹ z „czystego” przep³ywu przez skra-sowia³e ska³y wêglanowe, lecz s¹ g³ównie rezultatem wy-miany dyfuzyjnej miêdzy wod¹ mobiln¹ w szczelinachi kana³ach krasowych a wod¹ stagnacyjn¹ w mikroporachnieprzepuszczalnych i s³abo przepuszczalnych nadleg³ychi podœcielaj¹cych utworów oraz przewarstwieñ izolu-j¹cych. Takiej wymianie towarzyszy tak¿e rozpuszczanieoraz wymiana jonowa woda–ska³a w mikroporach.

94

Prowincja karpacka

Tabela 7.5

Parametry hydrogeologiczne odwiertów z udokumentowanymi wodami termalnymi

Nazwa otworuG³êbokoœæ [m]/

Stratygrafia

Charakterystyka piêtra wodonoœnego

Suma sk³adników sta³ych[g/dm3]

Typ wody

stropsp¹g[m]

g³êbokoœæ do zwierciad³a wodywydajnoœæ [m3/h]

depresja [m]

temperatura nawyp³ywie [°C]

zatwierdzone zasoby[m3/h]

[m] [m n.p.m.]

Zakopane IG 13073/ J

1540>1550

+45 91016945

3750

0,363HCO3–SO4–Ca–Mg–Na

Zakopane 21113/ J

1090>1113

+50 92127347,5

2680

0,326HCO3–Ca–Mg

Siwa Woda IG 1856/ Ng-Pg, T

625>856

+55 9753,9555,0

204,0

0,42HCO3–SO4–Mg–Na

Zazadnia IG 1680/ Ng-Pg

665>680

+90 94529,660

2225

0,19HCO3–SO4–Ca–Mg

Furmanowa PIG 12324/ Ng-Pg, J

20032324

105 90596

27,560,590

0,58HCO3–Na–Ca

Poronin PAN 13003/ T

17681917

+180 92190150

6390

1,14SO4–HCO3–Cl–Na–Ca

Bukowina TatrzañskaPIG/PNiG 13780/ T, J

23902605

50 90658

117,564,540

1,49SO4–Cl–Ca–Na

Chocho³ów PIG 13572/ T

32183572

+160 938190150

82190

1,24SO4–Ca–Na

Bia³y Dunajec PAN 12394/ Ng-Pg, T

21172394

+210 895270220

82otwór ch³onny

2,62SO4–Cl–Na–Ca

Bia³y Dunajec PGP 22450/ Ng-Pg, T

20832450

+240* 923175247

86otwór ch³onny


Bañska IG 15261/ Ng-Pg, T

2565>2656

+270 949120185

82120


Bañska PGP 13242/ Ng-Pg, T

2733240

+261* 93318030

86550


* przeliczone na wysokoœæ zwierciad³a wody o temperaturze 20oC; T – trias, J – jura, Ng-Pg – neogen i paleogen

Analiza stê¿enia trytu wykaza³a, ¿e najm³odsza wodawystêpuje w otworze Zakopane IG 1 (D. Ma³ecka, Z. No-wicki, 2002). W otworach odleg³ych od granicy Tatr niestwierdzono trytu, a stê¿enia 14C i wartoœci �13C sugeruj¹silny efekt wymiany izotopowej miêdzy wêglanami roz-puszczonymi w wodzie i wêglanami fazy sta³ej, co wy-klucza mo¿liwoœæ poprawnego obliczenia wieku metod¹radiowêglow¹. Mo¿na jednak przypuszczaæ, ¿e najm³od-sza woda wystêpuje w otworze Furmanowa PIG 1, niecostarsza w Poroninie PAN 1, znacznie starsza w Cho-cho³owie, a najstarsza w otworach Bukowina TatrzañskaPIG/PNiG 1 i Bañska IG 1 (J. Chowaniec i in., 1997a).

Wartoœci �18O i �2H sugeruj¹ zasilanie w okresie holoce-nu (D. Ma³ecka, Z. Nowicki, 2002), co oznacza, ¿e gene-ralnie przep³ywy wód w systemach szczelin i kana³ówkrasowych s¹ bardzo intensywne, a ich wiek hydrodyna-miczny mo¿e byæ nawet mniejszy ni¿ 1000 lat.

Termika. Wa¿nym wskaŸnikiem charakteryzuj¹cymœrodowisko skalne wystêpowania wód podziemnych jesttzw. gradient geotermiczny, definiowany jako przyrosttemperatury na jednostkê g³êbokoœci. Przyjmuje siê naj-czêœciej, ¿e œredni gradient dla kuli ziemskiej wynosioko³o 3°C/100 m (J. Dowgia³³o, 1972). Gradient jestzró¿nicowany dla ró¿nych obszarów i uzale¿niony od

95


Fig. 7.6. Schemat zasilania i przep³ywu wód termalnych w niecce podhalañskiej z zaznaczonym s³abym drena¿em przezprzesi¹kanie do góry do utworów czwartorzêdowych i powierzchni (Ÿród³a) przed nieprzepuszczaln¹ granic¹

pieniñskiego pasa ska³kowego

strumienia cieplnego. Œredni dla Karpat wynosi2,35°C/100 m (S. Plewa, 1994a). W rejonach wystêpo-wania wód termalnych w Karpatach obserwuje siê jegopodwy¿szenie (H. Ostrowicka-Chrz¹stowska, A. P³onka,1986). Œredni gradient geotermiczny dla niecki podhalañ-skiej i jej pod³o¿a jest ni¿szy w porównaniu z innymi re-jonami Karpat i waha siê w zakresie 1,9–2,1°C/100 m (J.Majorowicz, 1977; S. Plewa, 1994a; B. Kêpiñska, 1997).Przyk³adowe œrednie wa¿one gradientu temperatury wy-nosz¹ 0,97°C/100 m dla otworu Siwa Woda IG 1,2,00°C/100 m dla otworu Zakopane IG 1 i MaruszynaIG 1 oraz 2,64°C/100 m dla otworu Bañska IG 1 (J. Cho-waniec, 1989). Jak widaæ wartoœci te kszta³tuj¹ siê ró¿niew poszczególnych otworach, co zale¿y od rodzaju prze-wierconych ska³ i przede wszystkim od wielkoœci do-p³ywów wód, które wyraŸnie zmniejszaj¹ gradient geo-termiczny. Na przyk³ad w otworze Zakopane IG 1 nakrzywej temperatury mo¿na wydzieliæ 4 strefy gradientu:

• 1,93°C/100 m odpowiada utworom ³upkowym(warstwy zakopiañskie);

• 0,68°C/100 m odpowiada strefie wystêpowaniaeocenu wêglanowego; minimalny przyrost temperaturyspowodowany jest przep³ywem wód przestrzeni¹ pozaru-row¹ na g³êbokoœci 900–1180 m;

• 2,27°C/100 m charakteryzuje ska³y z przewag¹margli, i³owców i z udzia³em piaskowców kwarcyto-wych; na g³êbokoœci 1400–1650 m nie obserwuje siêprzyrostu temperatury, co mo¿e byæ spowodowane do-p³ywami na g³êbokoœci 1405–1426 i 1540–1620 m;

• 1,9°C/100 m odpowiada g³êbokoœci poni¿ej 1650 m;stwierdzone dwa dop³ywy na g³êbokoœci 2400–2650i 2800–3073 m nie zaznaczy³y siê na krzywej temperatury.

W otworze Bañska IG 1 w strefie wystêpowania utwo-rów fliszowych w przedziale zalegania warstw zakopiañ-skich górnych obserwuje siê zró¿nicowanie temperatury,co mo¿e byæ spowodowane zmianami w litologii lubprzep³ywem wód z ni¿szych poziomów. W pod³o¿u pod-fliszowym mo¿na tu wydzieliæ 3 strefy gradientu:

• 1,43°C/100 m charakteryzuje strefê ska³ eocenu wê-glanowego i utworów triasowych na g³êbokoœci 2653–

3135 m; w czasie wiercenia stwierdzono tu du¿e ucieczkip³uczki i dop³ywy wód;

• 2,39°C/100 m charakteryzuje strefê wystêpowaniaprzede wszystkim utworów kredowych; obni¿enie jegowartoœci na g³êbokoœci 3400–3550 m mog³o nast¹piæ naskutek dop³ywu wód;

• 1,82°C/100 m odpowiada strefie 4000–4800 m;brak przyrostu temperatury w zakresie g³êbokoœci4330–4400 m odpowiada dop³ywowi wody na g³êbokoœ-ci 4323–4348 m.

W otworze Siwa Woda IG 1 do g³êbokoœci 640 m krzy-wa termiczna jest niemal lini¹ prost¹, a gradient temperatu-ry wynosi 1,1°C/100 m. Poni¿ej tej g³êbokoœci na skutekdop³ywu wód wartoœæ jego maleje do 0,6°C/100 m.

Uzyskane gradienty temperatury oraz œrednie wartoœciprzewodnoœci cieplnej pozwoli³y okreœliæ gêstoœæ po-wierzchniowego strumienia cieplnego (Q) dla otworówZakopane IG 1, Bañska IG 1 i Maruszyna IG 1 (J. Chowa-niec, 1989; J. Chowaniec i in., 1999), który wynosi odpo-wiednio: 51, 60 i 51 mW/m2.

Reasumuj¹c, wartoœci Q dla wymienionych otworów s¹wartoœciami œrednimi dla terenu Polski. Równie¿ wartoœciœrednie ciep³a radiogenicznego ska³ (Aœr) w tych otworachnie odbiegaj¹ od œrednich w innych rejonach kraju i wy-nosz¹ dla otworu: Zakopane IG 1 – 1,22 �W/m3, BañskaIG 1 – 1,28 �W/m3 i Maruszyna IG 1 – 1,22 �W/m3.

Iloœæ ciep³a radiogenicznego okreœlono na podstawiewyników pomiarów zawartoœci U, Th i K w badanychpróbkach.

Wody termalne eksploatowane by³y i bêd¹ w Zakopa-nem (Zakopane IG 1 i Zakopane 2) do celów rekreacyj-nych w basenach k¹pielowych, a w rejonie Bañskieji Bia³ego Dunajca (dublet otworów Bañska IG 1 i BañskaPGP 1 oraz Bia³y Dunajec PAN 1 i Bia³y Dunajec PGP 2)wykorzystywane s¹ do celów grzewczych. W 2007 r.w Bukowinie Tatrzañskiej rozpoczêto budowê basenówz wodami termalnymi z otworu Bukowina TatrzañskaPIG/PNiG 1do celów rekreacyjno-rehabilitacyjnych.

96

Prowincja karpacka

8. Obszary perspektywiczne dla ujmowania wód przydatnych

w lecznictwie i ciep³ownictwie oraz mog¹cych stanowiæ

Ÿród³o surowców chemicznych

8.1. Wstêp

Regionalny opis wystêpowania wód zmineralizowa-nych, termalnych oraz uznanych za lecznicze zosta³przedstawiony w poprzednim rozdziale. Wynika z nie-go, ¿e na przewa¿aj¹cej czêœci terytorium Polski istniej¹mo¿liwoœci ujmowania i wykorzystania wód podziem-nych do jednego lub wiêcej z wymienionych w tytulerozdzia³u celów. Dowodem na to jest m.in. mapa uzdro-

wisk wykorzystuj¹cych wody lecznicze (fig. 8.1) i mapawystêpowania wód zmineralizowanych (fig. 8.2). Po-ni¿ej omówiono pokrótce perspektywy uzyskania lubzwiêkszenia wydobycia takich wód w wydzielonychprowincjach i regionach.

Poza aspektem leczniczym i energetycznym na szcze-gólne podkreœlenie zas³uguje fakt, ¿e silnie stê¿one wody

97

Wstêp

Fig. 8.1. Polskie uzdrowiska, w których wy-korzystywane s¹ wody lecznicze (stan na31.12.2006 r.)

Prowincje: A – platformy prekambryjskiej, B –

platformy paleozoicznej, C – sudecka, D – kar-

packa

98

Obszary perspektywiczne dla ujmowania wód przydatnych w lecznictwie...

Fig. 8.2. Szkic wystêpowania wód zmineralizowanych w Polsce (wg J. Dowgia³³y red., 1974)

Fig. 8.3. Obszary perspektywiczne wystêpowania w Polsce wód zmineralizowanych z mo¿liwoœci¹ich wykorzystania w przemyœle chemicznym (wg Z. P³ochniewskiego, 1978)

zmineralizowane mog¹ stanowiæ Ÿród³o surowców che-micznych takich jak magnez, jod, brom, potas i lit (fig.8.3). Zagadnienie to nie sta³o siê dotychczas przedmio-

tem szerszego zainteresowania przemys³u wydobywcze-go i wydaje siê, ¿e sytuacja ta powinna ulec zmianie.

8.2. Prowincja platformy prekambryjskiej

Obszar platformy wschodnioeuropejskiej, a w szcze-gólnoœci jego czêœæ pó³nocno-wschodnia, nale¿y do naj-mniej perspektywicznych z punktu widzenia mo¿liwoœcieksploatacji zmineralizowanych lub swoistych wód pod-ziemnych. Nie oznacza to jednak, ¿e nie ma tu szans nawykorzystanie tych wód w celach leczniczych. Dotyczyto przede wszystkim syneklizy peryba³tyckiej, w którejw utworach triasu dolnego wystêpuj¹ chlorkowe wodyzmineralizowane, niekiedy termalne (Jantar). Perspekty-wiczne pod tym wzglêdem s¹ równie¿ utwory permu dol-nego na wyniesieniu £eby (Ustka), a tak¿e karboñskiei starsze osady synklinorium lubelskiego.

Z punktu widzenia wystêpowania wód termalnychca³kowicie nieperspektywiczny jest obszar wyniesieniamazursko-suwalskiego. Wody o temperaturze niewiele

przekraczaj¹cej 20°C stwierdzono natomiast w obni¿eniuperyba³tyckim, a tak¿e na wyniesieniu £eby (Ustka).Wód termalnych mo¿na siê te¿ spodziewaæ w synklino-rium lubelskim.

W obrêbie obni¿enia peryba³tyckiego znajduje siê tak-¿e opisana przez B. Kozerskiego i in. (1987) anomalia hy-drochemiczna polegaj¹ca na wystêpowaniu w wodachkredy, a lokalnie tak¿e czwartorzêdu, jonu fluorkowegoo stê¿eniu przekraczaj¹cym czêsto minimum dla leczni-czych fluorkowych wód swoistych (1,5 mg/dm3). W wie-lu punktach polskiej czêœci platformy wschodnioeuropej-skiej w utworach czwartorzêdowych i starszych wystê-puj¹ wody o zawartoœci ¿elaza dwuwartoœciowego prze-kraczaj¹cej minimum dla swoistych, ¿elazistych wódleczniczych (10 mg/dm3).

8.3. Prowincja platformy paleozoicznej

Stwierdzone wystêpowanie zmineralizowanych wódchlorkowych, najczêœciej tak¿e jodkowych, jest na obsza-rze tej prowincji niemal powszechne, a ich mineralizacjaobejmuje szeroki zakres (od 1g/dm3 do przesycenia). Zale-¿y ona w du¿ym stopniu od g³êbokoœci ich wystêpowania,tak¿e mo¿liwoœci rozcieñczania przez wody infiltracyjne.Wyj¹tek stanowi jedynie paleozoiczny trzon Gór Œwiêto-krzyskich, gdzie wód zmineralizowanych nie stwierdzonooraz gdzie brak wierceñ, które wykluczy³yby ich obecnoœæw pod³o¿u. Z punktu widzenia mo¿liwoœci wykorzystaniawód chlorkowych dla celów leczniczych ca³y pozosta³yobszar prowincji platformy paleozoicznej mo¿na zaliczyædo obszarów perspektywicznych.

Niezale¿nie od wód chlorkowych, do celów leczni-czych mog¹ byæ wykorzystywane wystêpuj¹ce na Kuja-wach wody siarczkowe, eksploatowane dotychczas jedy-nie w Wieñcu-Zdroju. Zasiêg utworów oksfordu, w któ-rych wystêpuj¹, jest znacznie szerszy od bezpoœredniegootoczenia tego uzdrowiska (J. Dowgia³³o, B. Paczyñski,2002) i stanowi obszar perspektywiczny dla poszukiwa-nia wód tego typu.

Wody termalne mo¿na napotkaæ niemal na ca³ym ob-szarze polskiej czêœci platformy zachodnioeuropejskiej.Problem stanowi jedynie niezbêdna dla ich ujêcia g³êbo-koœæ otworów wiertniczych, która mo¿e ujemnie rzuto-waæ na op³acalnoœæ ich eksploatacji. Czynnikiem kompli-

99


kuj¹cym tak¹ eksploatacjê mo¿e byæ równie¿ wysoka mi-neralizacja wody na du¿ych g³êbokoœciach i zwi¹zanez ni¹ problemy techniczne, a tak¿e ekologiczne.

Strefami szczególnie korzystnymi dla wydobywaniawód termalnych dla celów ciep³owniczych s¹ synklino-rium szczeciñskie, synklinorium brze¿ne, a tak¿e pó³noc-no-wschodnia czêœæ monokliny przedsudeckiej. Utworydolnej jury i dolnej kredy maj¹ tu znaczn¹ mi¹¿szoœæ,a tak¿e korzystn¹ charakterystykê hydrogeologiczn¹ i do-bre warunki zasilania (W. Górecki red., 1995). Wszystkiez czynnych obecnie punktów eksploatacji wód termal-nych znajduj¹ siê w obrêbie wymienionych jednostektektonicznych i wykorzystuj¹ wodê wystêpuj¹c¹ w jednejz dwóch wy¿ej wymienionych serii.

Wody termalne u¿ytkowane przemys³owo nale¿¹w wiêkszoœci do zmineralizowanych wód chlorkowych,najczêœciej zawieraj¹cych jodki w iloœciach przekracza-j¹cych wymagane minimum dla wód leczniczych(1 mg/dm3). Mog¹ one byæ stosowane do zabiegów w razie

potrzeby po rozcieñczeniu. Wyj¹tek stanowi tu s³abo zmi-neralizowana woda w Mszczonowie, której temperatura(41°C) jednak znacznie przekracza wartoœæ minimaln¹ dlaswoistych, leczniczych wód termalnych (20°C). Wykorzy-stywanie przemys³owych (ciep³ownictwo) wód termal-nych tak¿e dla celów leczniczych spe³nia powszechnieuznawany postulat ich wielokierunkowego zastosowania.Obecnoœæ w utworach cechsztynu monokliny przedsu-deckiej wód o bardzo wysokiej zawartoœci sk³adnikówsta³ych zosta³a stwierdzona podczas poszukiwañ z³ó¿ wê-glowodorów. Z. P³ochniewski i H. Wa¿ny (1971) zwróci-li uwagê na wysokie stê¿enie magnezu w tych wodach,sugeruj¹c rozwa¿enie mo¿liwoœci jego przemys³owegowydobywania. W wodach tych obecne s¹ w du¿ych iloœ-ciach jod, brom, stront, bor i inne pierwiastki o mo¿liwymznaczeniu przemys³owym. Wszechstronna analiza poten-cjalnego wykorzystania tych wód jako Ÿród³a surowcówi op³acalnoœci takiego przedsiêwziêcia stanowi zadaniedo wykonania.

8.4. Prowincja sudecka

Wystêpowanie wód zmineralizowanych i swoistychw Sudetach i na obszarze bloku przedsudeckiego zwi¹za-ne jest przede wszystkim z g³êbokimi strefami dysloka-cyjnymi w utworach krystalicznych, a w niecce œródsu-deckiej, w rowie Górnej Nysy K³odzkiej i w zapadliskuKudowy tak¿e w utworach m³odszego paleozoiku orazkredy górnej i dolnej. Strefy te stanowi¹ drogi migracjidla dwutlenku wêgla, bêd¹cego g³ównym i charaktery-stycznym sk³adnikiem wiêkszoœci tych wód. Dlatego po-szukiwanie obszarów wystêpowania przydatnych w lecz-nictwie szczaw i wód kwasowêglowych musi uwzglêd-niaæ bardzo dok³adne rozpoznanie ich tektoniki. To samodotyczy wód termalnych, znanych dotychczas z KotlinyJeleniogórskiej (Cieplice Œl¹skie-Zdrój), Gór Z³otych(L¹dek-Zdrój) i Gór Bystrzyckich (Duszniki-Zdrój).

Szczególnie trudne by³yby prace poszukiwawcze naobszarze bloku przedsudeckiego, gdzie utwory krysta-liczne ukryte s¹ przewa¿nie pod grubym p³aszczem osa-dów kenozoicznych i niekiedy starszych. Odkrycie

szczawy termalnej w Grabinie nast¹pi³o przypadkiemprzy okazji wiercenia wykonywanego w celu rozpozna-nia budowy geologicznej krystalicznego pod³o¿a kenozo-iku i kredy. Wystêpowanie wody termalnej na blokuprzedsudeckim pozwala z wiêkszym, ni¿ do czasu jej od-krycia, optymizmem spogl¹daæ na perspektywy poszuki-wawcze w ca³ym sudeckim regionie geotermicznym (J.Dowgia³³o, 2001). Jego bardziej szczegó³owy podzia³przedstawiono na figurze 6.2.

Nie wszystkie wody zmineralizowane i swoiste w Sude-tach nadaj¹ siê do stosowania w lecznictwie. W myœl opiniiwyra¿anych przez czêœæ lekarzy, obecnoœæ w nich arsenu,charakterystyczna np. dla szczaw zapadliska Kudowy,mo¿e nadawaæ im charakter toksyczny i stanowiæ przeciw-wskazanie dla kuracji pitnej. W pewnym stopniu dotyczy totak¿e radonu obecnego w du¿ych iloœciach w szczawachGór Izerskich (Œwieradów-Zdrój, Czerniawa-Zdrój) i wo-dach termalnych Gór Z³otych (L¹dek-Zdrój).

100


Obszarami perspektywicznymi, gdzie mo¿liwe jestzwiêkszenie wydobycia szczaw i wód termalnych, s¹przede wszystkim te, w których zosta³y dotychczas udo-kumentowane. Wœród nich najkorzystniejsze prognozy

dotycz¹ Kotliny Jeleniogórskiej i Kotliny K³odzkiej. Po-szukiwania na terenach s³abiej rozpoznanych wymagaj¹kosztownych badañ (m.in. geofizycznych ) oraz wierceñrozpoznawczych.

8.5. Prowincja karpacka

8.5.1. Region zapadliska przedkarpackiego

Cenny surowiec leczniczy, jakim s¹ wody siarczkowei mineralne – siarczkowe, u¿ytkowany jest zarównow subregionie œl¹sko-krakowskim, jak i nidziañsko-luba-czowskim. Zwiêkszenie zasobów eksploatacyjnych tychwód jest niew¹tpliwie mo¿liwe, czego przyk³adem s¹wykonane w ostatnich latach wiercenia w We³ninie ko³oSolca-Zdroju i w Winiarskim Lesie ko³o Buska-Zdroju.Odnawialnoœæ siarkowodoru w wodach tego typu jestjednak ograniczona, co powinno byæ brane pod uwagê za-równo podczas prac poszukiwawczych, jak i w trakcieeksploatacji nowych ujêæ.

Wody chlorkowe, jodkowe, wydobywane z utworówmioceñskich w subregionie œl¹sko-krakowskim, s¹ w czêœ-ci wodami reliktowymi, o ograniczonych zasobach. Ich za-soby dyspozycyjne s¹ jednak znaczne i nic nie stoi na prze-szkodzie w poszerzaniu ich wykorzystania przez nowewiercenia i przystosowywanie do eksploatacji otworóws³u¿¹cych dawniej lub obecnie do eksploatacji gazu ziem-nego, jak ma to miejsce np. w rejonie Bochni (£apczyca).Bardzo du¿e mo¿liwoœci eksploatacji wód chlorkowych,jodkowych istniej¹ w subregionie tarnowsko-przemyskim,gdzie mog¹ byæ wykorzystywane zarówno w lecznictwie,jak i w przemyœle do produkcji jodu i bromu.

8.5.2. Region Karpat zewnêtrznych

Pomimo czêsto niekorzystnej charakterystyki fliszukarpackiego, istniej¹ tu znaczne mo¿liwoœci ujmowaniawód zmineralizowanych, zarówno w g³êbszych partiachutworów fliszowych, jak i w ich pod³o¿u. Wody te, wystê-puj¹ce czêsto na obszarach o warunkach fizjograficznychszczególnie korzystnych dla rozwoju lecznictwa uzdrowi-skowego, powinny byæ wykorzystywane jako lecznicze.

W subregionie œl¹sko-beskidzkim s¹ to najczêœciejwody chlorkowe, jodkowe, g³êbiej – termalne, a szeregistniej¹cych tu odwiertów, wykonanych niekiedy jeszczew latach 50. XX w., czeka na wykorzystanie po ewentual-

nej rekonstrukcji. Cenne wody napotkane m.in. w Soliko³o ¯ywca i w Porêbie Wielkiej ko³o Rabki nie docze-ka³y siê dotychczas inwestora.

W subregionie s¹decko-gorlickim istniej¹ mo¿liwoœ-ci znacznego zwiêkszenia wydobycia szczaw wodorowê-glanowych i wodorowêglanowo-chlorkowych (uzyska-nie tych ostatnich wymaga g³êbszych wierceñ). Problemmog¹ tu stanowiæ zasoby dwutlenku wêgla, który nie tyl-ko eksploatowany jest na du¿¹ skalê wraz ze szczawa-mi stosowanymi w lecznictwie i butelkowanymi na skalêprzemys³ow¹, lecz tak¿e uchodzi do atmosfery w postaci

101

Prowincja karpacka

suchych ekshalacji. Ocena czasu, w jakim mo¿liwe bê-dzie wydobywanie tego gazu w dotychczasowych iloœ-ciach i mo¿liwoœci zwiêkszenia jego poboru, stanowiproblem skomplikowany i dotychczas nierozwi¹zany,brak bowiem oceny zasobów CO2. Inn¹ komplikacj¹,w przypadku szczaw wydobywanych w strefie aktywnejwymiany, jest ich czêste wspó³wystêpowanie i ³¹cznoœæhydrauliczna z wodami zwyk³ymi tej strefy. Ze wzglêduna przepisy prawa geologicznego i górniczego ograniczato mo¿liwoœci korzystania z tych ostatnich dla zaspoko-jenia potrzeb gospodarki komunalnej. Niektóre szczawysubregionu s¹decko-gorlickiego o wy¿szej mineralizacjizawieraj¹ znaczne iloœci kwasu metaborowego, do-chodz¹ce niekiedy do 1000 mg/dm3 (Wysowa). Nie roz-wa¿ano dotychczas mo¿liwoœci i op³acalnoœci produkcjiboru z takich wód.

Subregion jasielsko-ustrzycki obfituje w wodychlorkowe, jodkowe i chlorkowo-wodorowêglanowe,jodkowe czêsto towarzysz¹ce z³o¿om ropy naftowej.Wody takie napotkano w bardzo licznych otworachwiertniczych przemys³u naftowego, których najwiêkszailoœæ zlokalizowana jest strefach antyklinalnych central-nego synklinorium karpackiego (A. Porowski, 2006).Mo¿liwoœci wykorzystania tych wód dla celów leczniczych,oprócz trzech uzdrowisk (Iwonicz-Zdrój, Rymanów-Zdrój,Polañczyk), s¹ praktycznie nieograniczone. W wielu punk-tach istnieje mo¿liwoœæ eksploatacji nieczynnych ju¿ od-wiertów ponaftowych czêsto wymagaj¹cych rekonstrukcji.Wiercenie nowych otworów, mog¹ce byæ uwieñczone suk-cesem, wskazane jest w punktach szczególnie predyspono-wanych pod wzglêdem klimatycznym do rozwijania w nichlecznictwa uzdrowiskowego.

8.5.3. Region Karpat wewnêtrznych

Zasoby dyspozycyjne wód termalnych podhalañskie-go systemu artezyjskiego s¹ niew¹tpliwie wy¿sze od za-sobów eksploatacyjnych czynnych obecnie dwóch duble-tów geotermicznych. Œwiadcz¹ o tym wyniki wykona-nych dotychczas kilkunastu wierceñ, które osi¹gnê³ypod³o¿e fliszu podhalañskiego (A. Barbacki i in., 2006).

Dalsze rozpoznanie zbiornika, a nastêpnie jego zrówno-wa¿ona eksploatacja pozwol¹ uzyskaæ wody o du¿ej roz-piêtoœci mineralizacji, która oprócz wykorzystania w cie-p³ownictwie bêdzie mog³a znaleŸæ zastosowanie w lecz-nictwie. Dotyczy to zw³aszcza wschodniej, mniej rozpo-znanej czêœci zbiornika, np. rejonu Bukowiny.

102


9. Wykorzystanie wód leczniczych w rozlewnictwie

9.1. Historia rozlewnictwa

Rozlewnictwo wód podziemnych (nape³nianie opako-wañ jednostkowych wodami podziemnymi w celu ichzbycia) rozwija³o siê w Polsce g³ównie w rejonach wystê-powania Ÿróde³, przewa¿nie w miejscowoœciach uzdro-wiskowych. Miejscowa ludnoœæ jeszcze przed powsta-niem rozlewni uwa¿a³a zmineralizowan¹ wodê ze Ÿróde³za lecznicz¹ i pi³a j¹ bezpoœrednio przy Ÿród³ach. Szcze-góln¹ popularnoœci¹ cieszy³y siê wody zawieraj¹ce dwu-tlenek wêgla. Uwa¿ano je nie tylko za wody lecznicze,lecz traktowano je równie¿ jako wody orzeŸwiaj¹ce. Po-wstanie rozlewni zbieg³o siê w czasie z rozwojem technikwiertniczych, umo¿liwiaj¹cych uzyskiwanie znacznychi sta³ych wydajnoœci ujêæ. Pierwsza rozlewnia wody mi-neralnej powsta³a w Krynicy w 1806 r. Rozlewnia by³azaopatrywana w wodê ze Zdroju G³ównego, który nadaljest wykorzystywany do tego celu (na bazie wody z tegoŸród³a obecnie butelkowana jest popularna naturalna wodamineralna „Kryniczanka”) (W. Ciê¿kowski i in., 1993).Wzmianki o istniej¹cych wczeœniej rozlewniach w Dusz-nikach i Szczawnie nie s¹ pewne, wiêc rok 1806 nale¿yprzyj¹æ jako pocz¹tek rozlewnictwa wód podziemnychw Polsce (A. Soko³owski, J. Soko³owski, 2003). W okre-sie zaborów rozlewnictwo rozwija³o siê bardzo s³abo.Pañstwa zaborcze celowo powstrzymywa³y jego rozwójw obawie przed konkurencj¹ dla swoich utworzonychwczeœniej rozlewni. W tym czasie powsta³y rozlewnie je-dynie w Ostromêcku (1894 r.), w których butelkowanowodê niskozmineralizowan¹, oraz rozlewnie w Iwoniczu(1856 r.), Szczawnicy (1860 r.) i Ciechocinku (1902 r.),do którego dwutlenek wêgla sprowadzano a¿ z Piatigor-ska na Kaukazie. W okresie miêdzywojennym istnia³yrozlewnie w Ostromêcku, Inowroc³awiu, Ciechocinku,Krynicy, Szczawnicy, Truskawcu, Morszynie, Lubieniu,

Niemirowie i Szczawie. £¹czna produkcja wód butelko-wanych w 1935 r. wynosi³a zaledwie 400 tys. litrów, aleju¿ w 1938 r. wzros³a do blisko 4 mln litrów. Bezpoœred-nio po zakoñczeniu II wojny œwiatowej wznowi³y dzia³al-noœæ rozlewnie w Ciechocinku, Krynicy, Szczawnie i Po-lanicy. Znaczny rozwój rozlewnictwa nast¹pi³ w latach60. XX w., kiedy to uruchomiono 8 nowych rozlewniwód mineralnych. W tym te¿ okresie powstawa³o wielerozlewni zlokalizowanych poza uzdrowiskami, prowa-dzonych g³ównie przez spó³dzielnie. W rozlewniach tychbutelkowano wody niskozmineralizowane.

Gwa³towny rozwój rozlewnictwa wód podziemnychnast¹pi³ w latach 90. XX w. Powstawa³y wówczas roz-lewnie produkuj¹ce przewa¿nie wody o mineralizacjinieprzekraczaj¹cej 500 mg/dm3. Obecnie w Polsce dzia³ablisko 300 rozlewni, a roczna produkcja wynosi oko³o 50l/osobê – tabela 9.1 (M. Kucharski, 2001, 2005; I. Peret,E. Wolnicka, 2005).

103

Historia rozlewnictwa

Tabela 9.1

Produkcja wód butelkowanych w Polscew wybranych latach (l/osobê)

Rok Produkcja

1950 0,1

1960 0,4

1970 2,0

1980 6,1

1990 10,0

2000 37,0

2005 50,0

9.2. Definicje

W niniejszym rozdziale przedstawiono wykorzystaniew rozlewnictwie wód leczniczych, których definicjêpodano w Rozporz¹dzeniu Rady Ministrów z dnia 14 lu-tego 2006 r. (Dz.U. Nr 32, poz. 220). Zgodnie z tym roz-porz¹dzeniem do wód leczniczych zalicza siê wody pod-ziemne niezanieczyszczone pod wzglêdem chemicznymi mikrobiologicznym, o naturalnej zmiennoœci cech fi-zycznych i chemicznych oraz spe³niaj¹ce co najmniej je-den z nastêpuj¹cych warunków: zawartoœæ rozpuszczo-nych mineralnych sk³adników sta³ych – minimum 1000mg/dm3, zawartoœæ jonu ¿elazawego � 10 mg/dm3, jonufluorkowego � 2 mg/dm3, jonu jodkowego � 1 mg/dm3,siarki dwuwartoœciowej � 1 mg/dm3, kwasu metakrzemo-wego � 70 mg/dm3, radonu � 74 Bq/dm3 i wolnego dwu-tlenku wêgla � 250 mg/dm3. Z³o¿a tych wód musz¹ do-datkowo znajdowaæ siê w miejscowoœciach, których spiswymieniono w rozporz¹dzeniu.

Zgodnie z definicj¹ stosowan¹ w hydrogeologii, woda-mi mineralnymi s¹ wody o mineralizacji ogólnej wy-nosz¹cej co najmniej 1000 mg/dm3. Podane wy¿ej defini-cje ró¿ni¹ siê od definicji stosowanych w rozlewnictwiewód podziemnych. Obowi¹zuj¹c¹ klasyfikacjê butelkowa-nych wód podziemnych podano w Rozporz¹dzeniu Mini-stra Zdrowia z dnia 29 kwietnia 2004 r. w sprawie natural-nych wód mineralnych, naturalnych wód Ÿródlanych i wódsto³owych (Dz.U. Nr 120, poz. 1256) wraz z póŸniejszymizmianami (Rozporz¹dzenie Ministra Zdrowia z dnia 17grudnia 2004 r., Dz.U. Nr 276, poz. 2738).

Naturalna woda mineralna jest to woda eksploatowanaz udokumentowanych zasobów wody podziemnej, wydo-bywana jednym lub kilkoma otworami wierconymi lubŸród³ami, pierwotnie czysta pod wzglêdem chemicznymi mikrobiologicznym, charakteryzuj¹ca siê stabilnymsk³adem mineralnym oraz w³aœciwoœciami maj¹cymiznaczenie fizjologiczne, powoduj¹cymi korzystne od-dzia³ywanie na zdrowie ludzi.

Naturalna woda Ÿródlana jest równie¿ wydobywanaz udokumentowanych zasobów wody podziemnej. Nieró¿ni siê w³aœciwoœciami i sk³adem mineralnym od wodyprzeznaczonej do spo¿ycia przez ludzi, okreœlonymi

w przepisach o zbiorowym zaopatrzeniu w wodê (Roz-porz¹dzenie Ministra Zdrowia z dnia 19 listopada 2002 r.,Dz.U. Nr 203, poz. 1718). Woda ta mo¿e byæ jedynieod¿elaziana i odmanganiana, niedopuszczalny jest na-tomiast inny sposób jej uzdatniania.

Wodê sto³ow¹ otrzymuje siê po dodaniu do wodyŸródlanej naturalnej wody mineralnej lub soli mineral-nych zawieraj¹cych jeden lub wiêcej sk³adników, ma-j¹cych znaczenie fizjologiczne, jak: sód, magnez, wapñ,chlorki, siarczany i wodorowêglany.

Woda podziemna musi byæ uznana za naturaln¹ wodêmineraln¹ przez G³ównego Inspektora Sanitarnego napodstawie oceny i zaliczenia jej do w³aœciwej grupy ro-dzajowej dokonanej przez Pañstwowy Zak³ad Higieny –Oddzia³ w Poznaniu. Kwalifikacja naturalnej wody mine-ralnej jest wa¿na przez 5 lat. Naturalne wody mineralneznajduj¹ siê w krajowym i europejskim rejestrze wód(Dyrektywa Rady 80/777/EEC z dnia 15 lipca 1980 r.).W rejestrze znajduj¹ siê równie¿ naturalne wody mineral-ne o mineralizacji <1000 mg/dm3, lecz zakwalifikowanedo wód mineralnych zgodnie z Rozporz¹dzeniem MinistraZdrowia z dnia 29 kwietnia 2004 r. i z podan¹ powy¿ej Dy-rektyw¹ Rady.

Specyficzn¹ grupê butelkowanych wód mineralnych,nieujêt¹ w Rozporz¹dzeniu Ministra Zdrowia, stanowi¹wody lecznicze. Uznanie tych wód le¿y w kompetencjachNarodowego Instytutu Zdrowia Publicznego w Warsza-wie. Instytut prowadzi rejestr butelkowanych wód leczni-czych. Definicja tej wody jest podana w normach:PN-Z-11001-2 (1999) i PN-Z-11001-3 (2000). Brzmi onanastêpuj¹co: „Butelkowana woda lecznicza przeznaczo-na do obrotu handlowego w opakowaniach jednostko-wych to pierwotnie czysta, nie uzdatniona woda pod-ziemna z jednego z³o¿a, której sk³ad chemiczny i w³aœ-ciwoœci fizyczne warunkuj¹ okreœlone dzia³anie leczni-cze, potwierdzone wynikami badañ farmakologicznychi klinicznych”. Butelkowane w uzdrowiskach naturalnewody mineralne spe³niaj¹ warunki wód leczniczych, jed-nak z uwagi na skomplikowan¹ i kosztown¹ procedurêzwi¹zan¹ z formalnym uznaniem ich za wody lecznicze

104

Wykorzystanie wód leczniczych w rozlewnictwie

producenci zbywaj¹ te wody jako „naturalne wody mine-ralne”. Wody lecznicze s¹ obecnie konfekcjonowane tyl-ko w czterech uzdrowiskach: w Krynicy („S³otwinka”,„Jan”, „Zuber”), Polanicy-Zdroju („Wielka Pieniawa”),Szczawnie-Zdroju („Mieszko”, „D¹brówka”) i w Wyso-wej („Józef”, „Henryk”, „Franciszek”).

Jak ju¿ wspomniano, stosowane w rozlewnictwie po-jêcie „naturalne wody mineralne” ró¿ni siê od definicjiu¿ywanej w hydrogeologii. W hydrogeologii za wodê mi-

neraln¹ uznaje siê wodê zawieraj¹c¹ co najmniej 1000mg/dm3 rozpuszczonych sk³adników sta³ych (S³ownikhydrogeologiczny, 2002). Nale¿y te¿ zwróciæ uwagê, i¿u¿yte w Rozporz¹dzeniu Ministra Zdrowia z dnia 29kwietnia 2004 r. (Dz.U. Nr 120, poz. 1256) okreœlenie„naturalna woda Ÿródlana” jest myl¹ce, sugeruje bowiem,i¿ butelkowana woda pochodzi ze Ÿróde³, podczas gdyprzewa¿aj¹ca czêœæ wody Ÿródlanej jest eksploatowanaotworami wiertniczymi.

105

Definicje

Fig. 9.1. Lokalizacja rozlewni wód leczniczych i zak³adów wytwarzania innych produktów zdrojowych

Ogólna iloœæ butelkowanych w Polsce wód podziem-nych (naturalnych wód mineralnych, naturalnych wódŸródlanych i wód sto³owych) wynosi oko³o 2 mld l/a. Na-turalnych wód mineralnych w rozumieniu powy¿szegoRozporz¹dzenia Ministra Zdrowia butelkuje siê oko³o 600mln l/a, w tym blisko 250 mln l/a naturalnej wody mineral-nej o mineralizacji przekraczaj¹cej 1000 mg/dm3. Produk-cja wód leczniczych wynosi 4641 tys. l/a (Materia³y Krajo-wej Izby Gospodarczej „Przemys³ Rozlewniczy”).

Opis poszczególnych wód butelkowanych przedsta-wiono na tle regionalizacji wód leczniczych i wód mine-ralnych (fig. 9.1). Opisano wody podziemne butelkowane

w miejscowoœciach, w których wystêpuj¹ z³o¿a wóduznanych Rozporz¹dzeniem Rady Ministrów z dnia 14lutego 2006 r. (Dz.U. Nr 32, poz. 220) za wody lecznicze(tab. 9.2). Dodatkowo przy opisie ka¿dej wody podano jejklasyfikacjê stosowan¹ w rozlewnictwie wód podziem-nych, zawart¹ w Rozporz¹dzeniu Ministra Zdrowiaz dnia 29 kwietnia 2004 r. (Dz.U. Nr 120, poz. 1256)z póŸniejszymi zmianami (Dz.U. Nr 276, poz. 2738).W Polsce obecnie nie butelkuje siê wód o mineralizacjiprzekraczaj¹cej 1000 mg/dm3, wystêpuj¹cych poza miej-scowoœciami ze z³o¿ami wód leczniczych.

106


Tabela 9.2

Zestawienie butelkowanych wód leczniczych

Miejscowoœæ Producent Nazwa handlowa wody Rodzaj wody

1 2 3 4

Karpaty i zapadlisko przedkarpackie

Krynica

Uzdrowisko „Krynica-¯egiestów” S.A.

„S³owinka”

woda lecznicza„Jan”

„Zuber”

„Kryniczanka”

naturalna woda mineralnaPrzeds. Wielobran¿owe „Mineral Complex” Sp. z o.o. „Krynica Minerale”

„INEX” s.c. „Muszyna”

Tylicz „Coca-Cola HBC” Sp. z o.o. „Multivita” naturalna woda mineralna

PowroŸnik„GalicjankaII” Sp. z o.o. „Galicjanka”

naturalna woda mineralnaPrzeds. Wielobran¿owe „Mineral Complex” Sp. z o.o. „Muszyna Minerale”

Milik Sp. Pracy „Muszynianka” „Muszynianka Plus” naturalna woda mineralna

Muszyna

Sp. Pracy „Muszynianka” „Muszynianka”

naturalna woda mineralnaRWM „Sopel” Sp. z o.o. „Muszyna Zdrój”

ZPWM „Polskie Zdroje” „Muszyna”

RWM „Cechini” „Muszyna (Cechini)”

Leluchów PPU „Zdrój” Sp. z o.o. „Zdroje Muszyny” woda sto³owa

Piwniczna ZBNWM „Piwniczanka” Sp. Pracy „Piwniczanka” naturalna woda mineralna

Zubrzyk „Masspol” Sp. z o.o. „Zdroje Piwniczna” naturalna woda mineralna

Szczawa PPHU „Euro-Code” s.c. „Gorczañska Krynica” naturalna woda mineralna

107

Definicje

cd. tabel i 9.2

1 2 3 4

Wysowa Przeds. „Uzdrowisko Wysowa” S.A.

„Henryk”

woda lecznicza„Józef”

„Franciszek”

„Wysowianka” naturalna woda mineralna

Rymanów-Zdrój Przeds. „Uzdrowisko Rymanów” S.A. „Celestynka” woda sto³owa

Busko-Zdrój Przeds. „Uzdrowisko Busko Zdrój” S.A. „Buskowianka” woda sto³owa

Swoszowice RWM Kraków, ul. K¹pielowa 4 „Per³a Swoszowic” naturalna woda mineralna

Sudety i blok przedsudecki

Stary Wielis³aw „EDO” Sp. z o. o. „Aquado” naturalna woda mineralna

Polanica-Zdrój „Zespó³ Uzdrowisk K³odzkich” S.A.

„Wielka Pieniawa” woda lecznicza

„Staropolanka”naturalna woda mineralna

„Staropolanka 2000”

Gorzanów WWM „Mineral” s.j.„Mineral”

naturalna woda mineralna„Familijna”

Szczawina Przeds. „Uzdrowisko L¹dek-D³ugopole” S.A. „D³ugopolanka” naturalna woda mineralna

Szczawno-Zdrój Przeds. „Uzdrowisko Szczawno-Jedlina” S.A.

„Mieszko”woda lecznicza

„D¹brówka”

„Anka” naturalna woda mineralna

Stare Bogaczowice Gm. Sp. „Samopomoc Ch³opska” w Wa³brzychu „Anna” naturalna woda mineralna

Czerniawa-Zdrój Przeds. „Uzdrowisko Œwieradów-Czerniawa” S.A. „Czerniawianka” naturalna woda mineralna

Platforma paleozoiczna

Ciechocinek Przeds. „Uzdrowisko Ciechocinek” S.A. „Krystynka” naturalna woda mineralna

Ko³obrzeg Gm. Sp. „Samopomoc Ch³opska” „Jantar” naturalna woda mineralna

9.3. Katalog butelkowanych wód leczniczych

9.3.1. Karpaty i zapadlisko przedkarpackie

Krynica

W Krynicy znajduj¹ siê trzy rozlewnie: Przedsiêbior-stwa Uzdrowisko „Krynica-¯egiestów” S.A., firmy „Mi-neral Complex” Sp. z o.o. oraz firmy „INEX” s.c.

W rozlewni prowadzonej przez Uzdrowisko „Kryni-ca-¯egiestów” butelkuje siê wody lecznicze „S³otwinka”,„Jan” i „Zuber” oraz naturaln¹ wodê mineraln¹ „Kryni-czanka” (W. Ciê¿kowski i in., 1999; Z. Wojewoda, 2005).

Woda lecznicza „S³otwinka” wydobywana jest zeŸród³a o tej samej nazwie. �ród³o S³otwinka ma charakterszczelinowy, ascenzyjny. Kolektorem wód leczniczychjest seria piaskowcowo-³upkowa formacji magurskiej(ogniwo z Maszkowic). �ród³o ujête w 1868 r. ma g³êbo-koœæ 2,4 m. Znajduje siê w drewnianym, zabytkowym pa-wilonie, tzw. Pawilonie Chiñskim, stanowi¹cym pierwot-nie zadaszenie Zdroju G³ównego. Po rekonstrukcji wyko-nanej w 1931 r. Ÿród³o jest ujête posadowionym na szcze-linach ¿eliwnym, emaliowanym dzwonem, przecho-dz¹cym ku górze w rurê o œrednicy 30 cm z przelewem doruroci¹gu. Wodê scharakteryzowano jako 0,38% szcza-wê HCO3–Mg–Na–Ca, Fe. Sk³ad chemiczny wodyprzedstawiony zapisem skróconym ma postaæ:

CO FeHCO

Mg Na Ca22440 11 3,82 3

99

44 28 25M

Zasoby eksploatacyjne Ÿród³a ustalono w iloœci 0,38m3/h (W. Ciê¿kowski i in., 1999). Œrednie roczne wydo-bycie wody wynosi oko³o 2000 m3, z czego butelkuje siêoko³o 50 m3/a. Woda leczy przewlek³e nie¿yty przewodupokarmowego oraz choroby zwi¹zane z niedoborem ma-gnezu. Charakteryzuje siê tak¿e dzia³aniem przeciwaler-gicznym, wp³ywa równie¿ na usuwanie z organizmu me-tali ciê¿kich.

Woda lecznicza „Jan” wydobywana jest ze Ÿród³a Jan,ujêtego w 1918 r., a zrekonstruowanego w 1933 r. Jest to

Ÿród³o szczelinowe, descenzyjne, po³o¿one przy wciêciuerozyjnym doliny Palenicy, w rejonie stref uskokowych.Ujêcie sk³ada siê z trzech wyp³ywów (A, B i C), z którychwoda jest doprowadzana wspólnym ruroci¹giem dozbiornika. Poziom wodonoœny stanowi¹ piaskowce ma-gurskie ogniwa z Maszkowic. Woda z poszczególnychwyp³ywów ró¿ni siê nieznacznie sk³adem chemicznym.Zawartoœæ CO2 wynosi 630–1020 mg/dm3, a mineraliza-cja ogólna 600–880 mg/dm3. Sk³ad wody butelkowanejprzedstawia zapis skrócony:

COHCO SO

Ca Mg Na21100 0,7 3

79414

72 17M

8

Zasoby eksploatacyjne Ÿród³a wynosz¹ 0,87 m3/h(W. Ciê¿kowski i in., 1999), œrednie roczne wydobyciewody oko³o 6800 m3, z czego do butelkowania zu¿ywa siêoko³o 1800 m3/a. Woda ta jest wykorzystywana przy le-czeniu chorób nerek i dróg moczowych, szczególnie przykamicy nerkowej. Po zmieszaniu z wod¹ „Zuber” stosowa-na jest równie¿ przy leczeniu cukrzycy i mia¿d¿ycy.

Konfekcjonowana woda lecznicza „Zuber” wydoby-wana jest z trzech otworów: Zuber I, Zuber III i Zuber IVo g³êbokoœci od 803,2 do 935,7 m. Warstwê wodonoœn¹stanowi¹ piaskowce formacji magurskiej – ogniwo pia-skowców popradzkich (tzw. piaskowce zuberowskie).Wodê z poszczególnych otworów okreœlono jako 0,2–0,3% szczawê HCO3–Na, Br, J, B. Charakterystykê wodybutelkowanej przedstawia zapis skrócony:

CO JHCO Cl

Na Mg Ca22000 0,0014 2,3 3

94 6

81 13 3M

Zasoby eksploatacyjne otworów ustalono w nastêpu-j¹cej iloœci: Zuber I – 3,6 m3/d, Zuber III – 2,0 m3/d, Zu-ber IV – 0,816 m3/d (W. Ciê¿kowski i in., 1999), a œredniewydobycie roczne wynosi odpowiednio oko³o 570, 370

108


i 80 m3. Woda z otworu Zuber IV w ca³oœci wykorzysty-wana jest do konfekcjonowania wody leczniczej, a z po-zosta³ych dwóch otworów ponadto do kuracji pitnej. Wo-dê lecznicz¹ „Zuber” stosuje siê przy leczeniu chorobywrzodowej ¿o³¹dka i dwunastnicy. Jest ona równie¿ sku-teczna przy leczeniu chorób w¹troby i dróg ¿ó³ciowychoraz cukrzycy.

Naturalna woda mineralna „Kryniczanka” jest eksplo-atowana ze Ÿród³a Zdrój G³ówny. Pierwsze informacje do-tycz¹ce tego zdroju pochodz¹ z 1796 r. Jest to najbardziejznane krynickie Ÿród³o. Ujêto je konstrukcj¹ dzwonow¹,przykryto betonow¹ cembrowin¹ w kszta³cie misy, wy-³o¿on¹ p³ytkami ceramicznymi. �ród³o jest obudowanewieloboczn¹, sto¿kow¹, szklan¹ konstrukcj¹. Jest to Ÿród³oszczelinowe, ascenzyjne, wyp³ywaj¹ce z utworów pia-skowcowo-³upkowych nale¿¹cych do formacji magurskiej(ogniwo z Maszkowic) przy kontakcie z seri¹ ³upkowo--piaskowcow¹ ogniwa ³upków z Mniszka. Typ chemicznywody butelkowanej ma zapis skrócony:

M 2,9 398

75 15

HCO

Ca Mg Na 9

Woda jest produkowana jako wysoko- (>4000 mg/dm3

CO2), œrednio- (3000 mg/dm3 CO2) i niskonasycona(1000 mg/dm3 CO2).

Zasoby eksploatacyjne Ÿród³a ustalono w iloœci 2,66m3/h (W. Ciê¿kowski i in., 1999). Do produkcji butelko-wanej naturalnej wody mineralnej zu¿ywanych jest oko³o7500 m3/a.

Wody lecznicze „S³otwinka”, „Jan” i „Zuber” s¹ rozle-wane w stanie naturalnym. Pobierana do produkcji „Kry-niczanki” woda ze Zdroju G³ównego jest odgazowywa-na, filtrowana i powtórnie nasycana naturalnym dwutlen-kiem wêgla, pobieranym z otworów Zuber.

Naturalna woda mineralna „Krynica Minerale”, pro-dukowana przez Przedsiêbiorstwo Wielobran¿owe „Mi-neral Complex” Sp. z o.o., wydobywana jest z otworu P-1ujmuj¹cego piaskowce paleogeñskie. Poziom wodonoœ-ny wystêpuje na g³êbokoœci 17,5–30,0 m. Wydajnoœæotworu wynosi 1,5 m3/h, przy depresji 7,2 m (S. Kurdyka,1996). Charakterystyka wody butelkowanej w zapisieskróconym ma postaæ:

M 1,96 397

77 12

HCO

Ca Mg Na10

W rozlewni „Mineral Complex” butelkowana jestrównie¿ naturalna woda Ÿródlana „Krynica Górska”o mineralizacji oko³o 570 mg/dm3 (Informacja o rozlew-ni, 2001).

Naturalna woda mineralna „Muszyna” produkowanajest w rozlewni firmy „INEX” s.c. Surowiec stanowi wo-da ujêta odwiertem K-1 zlokalizowanym w Szczawicz-nem. Otworem ujêto szczawy wystêpuj¹ce na g³êbokoœci14–72 m. Warstwê wodonoœn¹ stanowi¹ piaskowce pale-ogenu. Zasoby eksploatacyjne zatwierdzono w 1995 r.w iloœci 3 m3/h, przy depresji 23 m (L. Poprawski red.,1997). Butelkowana woda scharakteryzowana jest jako:

M 1,57 398

72 26

HCO

Ca Mg

W sprzeda¿y woda jest dostêpna jako gazowana i nie-gazowana.

Tylicz

Historia poszukiwañ wód przydatnych dla rozlewnic-twa w okolicach Tylicza rozpoczê³a siê w latach1974–1975, kiedy to wykonano piêæ otworów: T-I, T-II,T-III (Stanis³aw), T-IV i T-V. Wodê mineraln¹ ujêto tylkootworem T-III, natomiast otwory T-I i T-II (z wodami mi-neralnymi) nigdy nie by³y eksploatowane i s³u¿¹ do moni-toringu lokalnego. Pozosta³e otwory ujmuj¹ wody zwyk³e.W latach 1992–1994 wykonano szeœæ kolejnych otworów:T-VI (Wincenty), T-VII, T-VIII, T-IX (Ignacy), T-Xi T-XI, z których T-VI i T-IX ujmuj¹ wody mineralne,a T-VIII jest nieczynny (B. Porwisz i in., 1999). Na bazietych otworów w 1992 r. powsta³a rozlewnia (Zak³ad Pro-dukcji Wód Mineralnych „Multivita” Sp. z o.o.) wytwa-rzaj¹ca naturaln¹ wodê mineraln¹ pod handlow¹ nazw¹„Multivita” (D. Erazmus-Rogó¿, 2005). Woda wydoby-wana jest z obszaru górniczego Tylicz I o powierzchni31,93 km2, obejmuj¹cego swoim zasiêgiem oprócz Tyliczatak¿e PowroŸnik, sk¹d rozlewnia równie¿ pobiera wodê dobutelkowania. Eksploatacja prowadzona jest tu dwomaotworami: P-VIa (Zbigniew) i P-VIII (Marianna). Wydo-

109

Katalog butelkowanych wód leczniczych

bywana w Tyliczu woda mineralna jest 0,10–0,74%szczaw¹ (wod¹ kwasowêglow¹) typu HCO3–Ca–Na–(Mg), pochodz¹c¹ z g³êbokoœci 32–160 m z utworówpaleogeñskich (warstwy z Zarzecza, warstwy ³¹ckie).£¹czne zasoby wód mineralnych w Tyliczu wynosz¹ 8,6m3/h, przy depresji 11–19,5 m (L. Poprawski red., 1997).W PowroŸniku eksploatowana woda jest 0,12–0,19%szczaw¹ (wod¹ kwasowêglow¹) HCO3–Ca–Mg–(Na).Wydobywana jest równie¿ z utworów paleogeñskichz g³êbokoœci 43–69 m. £¹czne zasoby wód mineralnychw PowroŸniku wynosz¹ 9,6 m3/h, przy depresji 6–24 m (L.Poprawski red., 1997; J. Cisek, L. Rajchel, 2002).

Naturalna woda mineralna „Multivita” dostêpna jestw sprzeda¿y jako gazowana i niskogazowana. Ogólnamineralizacja butelkowanej naturalnej wody mineralnej„Multivita” wynosi 1326–2071 mg/dm3, a poszczególnesk³adniki wystêpuj¹ w iloœci (mg/dm3): Ca – 117–227; Na– 81–171; Mg – 45–87; K – 7–13; HCO3 – 981–1526;SO4 – 15–21; Cl – 5–14 i F – 0,18. Typ wody butelkowa-nej przedstawia zapis skrócony:

M 1,3– 2,1 396

35– 42 28– 43

HCO

Ca Mg Na 21 29–

Ponadto w Tyliczu butelkowana jest naturalna wodaŸródlana „Vita” o mineralizacji 346–645 mg/dm3, wydo-bywana w Tyliczu z otworów Adam, Tadeusz, Henrykoraz Ignacy. W 2003 r. w rozlewniê zainwestowa³ koncern„Coca-Cola HBC” Sp. z o.o. Wraz z przekszta³ceniamiw³asnoœciowymi, oprócz dotychczas produkowanychwód, w ofercie firmy pojawi³a siê naturalna woda Ÿródlana„Kropla Beskidu” o niskiej mineralizacji, od 369,9 do443,72 mg/dm3. Woda ta pochodzi z ujêcia Kropla Beski-du (tzw. Ÿród³o Jan). Obie naturalne wody Ÿródlane wydo-bywane s¹ w obrêbie obszaru górniczego Tylicz I.

PowroŸnik

W PowroŸniku znajduj¹ siê dwie rozlewnie: Zak³adProdukcji Wody Mineralnej „Galicjanka II” Sp. z o.o.,produkuj¹ca naturaln¹ wodê mineraln¹ „Galicjanka”,oraz rozlewnia nale¿¹ca do Przedsiêbiorstwa Wielobran-¿owego „Mineral Complex” Sp. z o.o., produkuj¹ca natu-

raln¹ wodê mineraln¹ „Muszyna Minerale” (J. Cisek, Z.Wojewoda, 2002).

Do produkcji naturalnej wody mineralnej „Galicjan-ka” pobierana jest woda z otworu P-I, ujmuj¹cego po-ziom wodonoœny w paleogeñskich drobnoziarnistychpiaskowcach z przewarstwieniami ³upków, wystêpuj¹cyna g³êbokoœci 14–72 m. Wodê scharakteryzowano jako0,29% szczawê HCO3–Mg–Ca, Fe, w zapisie skróconym:

M 2,34 398

64 22

HCO

Ca Mg Na13

Zasoby eksploatacyjne otworu wynosz¹ 4 m3/h (J.Radwan i in., 2001), a wydobycie kszta³tuje siê na pozio-mie 15 442 m3/a.

W rozlewni jest butelkowana naturalna woda mineralna„Muszyna Minerale” ujêta otworem P-III. Poziom wodo-noœny tworz¹ tu ró¿noziarniste piaskowce paleogeñskie,wystêpuj¹ce na g³êbokoœci 23–100 m. Wodê okreœlono ja-ko 0,21% szczawê HCO3–Ca, w zapisie skróconym:

M 2,38 399

81

HCO

Ca Mg13

Zasoby eksploatacyjne otworu P-III zatwierdzono wiloœci 5,9 m3/h (J. Kurdziel, 1999).

Muszyna

W Muszynie i w Miliku (wsi granicz¹cej od zachodu zMuszyn¹) zlokalizowanych jest kilka rozlewni produ-kuj¹cych naturalne wody mineralne.

Naturalna woda mineralna „Muszynianka Plus” jestrozlewana w Zak³adzie Eksploatacji Wody Mineralnej wMiliku, znajduj¹cym siê w gestii Spó³dzielni Pracy „Mu-szynianka” (dawna Sp. Pracy „Postêp”) z siedzib¹ w Kry-nicy. Do produkcji wykorzystuje siê wodê eksploato-wan¹ otworami M2, M3 i K1 (w Miliku) oraz otworamiA1 i A2 w Andrzejówce odleg³ej oko³o 3 km od Milika.Otworami o g³êbokoœci do 150 m ujêto szczawy wystê-puj¹ce w paleogeñskich piaskowcach z przewarstwienia-mi ³upków. Butelkowan¹ wodê scharakteryzowano jako0,19% szczawê HCO3–Mg–Ca, w zapisie skróconym:

110


M 1,93 396

43 39

HCO

Mg Ca Na17

Jon sodowy wystêpuje w iloœci 93,2 mg/dm3 (16,6%mval). Zasoby eksploatacyjne otworów wynosz¹ (m3/h):A1 – 7,2; A2 – 2,9; M2, M3 i K1 – 0,78 (I. Józefko, 2001).W ofercie handlowej znajduje siê woda nisko- (1500mg/dm3 CO2) i œrednionasycona (ok. 3000 mg/dm3 CO2).

Naturaln¹ wodê mineraln¹ „Muszynianka” butelkujesiê w Zak³adzie Eksploatacji Wody Mineralnej w Muszy-nie, nale¿¹cym do Spó³dzielni Pracy „Muszynianka”w Krynicy. W rozlewni jest butelkowana woda eksplo-atowana otworami P1, P2, P3, Antoni i £ukasz, zlokalizo-wanymi w Muszynie (J. Radwan i in., 2000). G³êbokoœætych otworów wynosi od 18,3 do 120,0 m, a ujmowanewody to szczawy wystêpuj¹ce w piaskowcach paleogeñ-skich. W poszczególnych otworach notowane s¹ nastê-puj¹ce typy wód:

P1 – 0,06% woda kwasowêglowa HCO3–Ca–Mg,P2 – 0,18% szczawa HCO3–Mg–Ca,P3 – 0,39–0,67% szczawa HCO3–Mg–Ca, B,Antoni – 0,77–0,87% szczawa HCO3–Mg, B,£ukasz – 0,09% woda kwasowêglowa HCO3–Ca–Mg.W procesie produkcji woda z wy¿ej wymienionych

otworów jest mieszana. Uzyskana w ten sposób butelko-wana woda scharakteryzowana jest jako 0,17% wodaHCO3–Mg–Ca. Dostêpna jest w sprzeda¿y jako nisko-(1500 mg/dm3 CO2) i œrednionasycona (2700 mg/dm3

CO2). Jej sk³ad chemiczny w zapisie skróconym mapostaæ:

M 1,73 396

56 32

HCO

Mg Ca Na12

Zasoby eksploatacyjne poszczególnych otworów wrazz poborem wody (L. Poprawski red., 1997; J. Kurdziel,2000; J. Radwan i in., 2001) wynosz¹ odpowiednio:

P1 – 5,4 m3/h (tj. 47 304 m3/a), 14 305 m3/a,P2 – 5,5 m3/h (tj. 48 180 m3/a), 30 309 m3/a,P3 – 0,5 m3/h (tj. 4380 m3/a), 2665 m3/a,Antoni – 0,85 m3/h (tj. 7446 m3/a), 6446 m3/a,£ukasz – 5,0 m3/h (tj. 43 800 m3/a), 4520 m3/a.Naturalna woda mineralna „Muszyna Zdrój” jest bu-

telkowana w Rozlewni Wód Mineralnych „Sopel” Sp.

z o.o. w Muszynie-Z³ockiem. Jest pobierana otworem Z8ze œrednioziarnistych piaskowców eocenu z g³êbokoœci171,0–203,6 m. Wodê scharakteryzowano jako 0,15%szczawê HCO3–Ca–Mg, w zapisie skróconym:

M 1,58 398

39 21

HCO

Ca Mg Na15

Zasoby eksploatacyjne otworu wynosz¹ 4,4 m3/h,a wydobycie roczne kszta³tuje siê na poziomie 10 997 m3

(I. Józefko i in., 2001). Woda produkowana jest jako ni-sko- i wysokonasycona CO2.

Naturalna woda mineralna „Muszyna” butelkowanaw Zak³adzie Produkcji Wód Mineralnych „Polskie Zdro-je” w Muszynie jest wydobywana z otworów Milusiai Piotr. Otworem Milusia ujêto wodê wystêpuj¹c¹ w dro-bnoziarnistych piaskowcach eocenu przewarstwionych³upkami. Poziom wodonoœny znajduje siê na g³êbokoœci122,4–171,4 m. Wodê scharakteryzowano jako 0,4–0,5%szczawê HCO3–Mg–Na–Ca. Otworem Piotr ujêto poziomwodonoœny wystêpuj¹cy na g³êbokoœci 90,0–115,0 m. Ko-lektorem s¹ eoceñskie piaskowce œrednioziarniste prze-warstwione ³upkami (J. Kurdziel, 2001). Wodê okreœla siêjako 0,27–0,29% szczawê HCO3–Ca–Mg. Sk³ad chemicz-ny wody butelkowanej przedstawia zapis skrócony:

COHCO

Mg Na Ca22100 4,09 3

99

47 29 23M

Zasoby eksploatacyjne ujêcia zatwierdzono w iloœci0,9 m3/h (T. Operacz, I. Józefko, 2002), pobór zaœ wynosizaledwie 202 m3/a.

Naturalna woda mineralna „Muszyna (Cechini)” bu-telkowana w Rozlewni Wody Mineralnej „Cechini”w Muszynie-Z³ockiem jest ujêta otworami Stanis³aw i Jó-zef. Poziom wodonoœny stanowi¹ piaskowce paleoge-ñskie. W otworze Stanis³aw s¹ to piaskowce krynickiewystêpuj¹ce na g³êbokoœci 50–150 m, a w otworze Józefpiaskowce z Piwnicznej wystêpuj¹ce na g³êbokoœci69–143 m. Wodê z otworu Stanis³aw scharakteryzowanojako 0,33% szczawê HCO3–Ca, Fe, a z otworu Józef jako0,19% szczawê HCO3–Ca–Mg. Woda nie jest mieszana,lecz butelkowana z ka¿dego odwiertu oddzielnie, co jestwyraŸnie zaznaczone na etykiecie. Typ chemiczny wodybutelkowanej przedstawia siê nastêpuj¹co:

111


otwór Stanis³aw: M 3,31 397

80

HCO

Ca

otwór Józef: M 1,94 398

68 25

HCO

Ca Mg

Zasoby eksploatacyjne otworu Stanis³aw wynosz¹ 1,6m3/h, a otworu Józef 6,0 m3/h (I. Józefko, T. Operacz,2001). Wydobycie wynosi odpowiednio 1659 i 5055 m3/a.Podana wartoœæ wydobycia uwzglêdnia pobór wody przezrozlewniê i jej zu¿ycie w ogólnodostêpnych pijalniachznajduj¹cych siê przy obydwu otworach. Woda jest nasy-cana w ró¿nym stopniu CO2 (niskonasycona, gazowana).W rozlewni jest równie¿ produkowana naturalna wodaŸródlana „Muszyna dla ca³ej rodziny” o mineralizacjioko³o 625 mg/dm3, wydobywana otworem ST-1.

Leluchów

W Leluchowie wody s¹ butelkowane w rozlewni na-le¿¹cej do firmy PPU „Zdrój” Sp. z o.o. Do produkcji jestwykorzystywana woda pochodz¹ca z dwóch otworów:L-2 i L-4. Otworem L-2 eksploatuje siê wodê zwyk³¹,a otworem L-4 szczawê. Poziom wodonoœny wód mine-ralnych stanowi¹ drobnoziarniste piaskowce paleogeñ-skie, ujête w otworze L-4 na g³êbokoœci 90–183 m. Wodêscharakteryzowano jako 0,57% szczawê HCO3–Na,w zapisie skróconym:

M 5,66 399

65 16 16

HCO

Na Mg Ca

Zasoby eksploatacyjne otworu zatwierdzono w iloœci0,4 m3/h (I. Józefo, T. Operacz, 2000). W rozlewni produ-kowana jest woda sto³owa „Zdroje Muszyny”. W proce-sie produkcyjnym woda pobierana z otworu L-4 miesza-na jest z wod¹ zwyk³¹, eksploatowan¹ otworem L-2. Bu-telkowana woda sto³owa „Zdroje Muszyny” zawiera1700 mg/dm3 rozpuszczonych sk³adników sta³ych. Wa¿-niejsze jony wystêpuj¹ w iloœci (mg/dm3): Na – 254; Mg– 69; Ca – 68; K – 8; HCO3 – 1251; SO4 – 18; Cl – 9 i F –0,13. Zapis skrócony wody butelkowanej ma postaæ:

M 1,7 397

54 28 17

HCO

Na Mg Ca

Woda produkowana jest jako nisko- i wysokonasyco-na CO2.

W rozlewni produkowana jest równie¿ naturalna wodaŸródlana „Skarb Muszyny”, bêd¹ca wod¹ zwyk³¹ wydo-bywan¹ z otworu L-2.

Piwniczna

Uzdrowisko Piwniczna powsta³o w 1932 r. Wody mi-neralne zaczêto tu jednak butelkowaæ dopiero od 1968 r.,kiedy to powsta³ Zak³ad Butelkowania Naturalnej WodyMineralnej „Piwniczanka” Spó³dzielnia Pracy. Eksplo-atacja odbywa siê dziewiêcioma otworami (P1, P2, P5,P6, P7, studnia Jakub, P8, P9, P11) z g³êbokoœci od oko³o6 do 173 m z piaskowcowo-³upkowych utworów eocenu(warstwy z Zarzecza, piaskowce z ¯yczanowa, piaskow-ce z Piwnicznej). £¹czne zasoby eksploatacyjne wynosz¹24,95 m3/h, przy depresji od 2,5 do 50,6 m. Eksploatowa-na woda jest 0,10–0,31% szczaw¹ (wod¹ kwasowêglo-w¹) HCO3–Ca–Mg–(Na), (Fe) oraz 0,56–0,83% szczaw¹HCO3–Na (Mg)–Mg (Na)–(Ca), (Fe), (B) (J. Fistek, A.Fistek, 2000; B. Porwisz, 2000). Ogóln¹ mineralizacjêwody i zawartoœæ poszczególnych sk³adników ze wszyst-kich otworów przedstawia wzór Kur³owa:

CO (Fe )HCO

Ca2260–2596 1,57–12,62 1,11–8,93 3

93–99

19–6M

6 23–40 9–40Mg (Na )

Charakterystykê wody butelkowanej zbywanej pod han-dlow¹ nazw¹ „Piwniczanka” przedstawia zapis skrócony:

M 2,53 396

43 35

HCO

Ca Mg Na 20

Woda do produkcji pobierana jest bezpoœrednio z otwo-rów, bez magazynowania w zbiornikach, uzdatniania i od-ka¿ania. Poddawana jest jedynie procesowi od¿elazianiaprzez napowietrzanie i filtracjê na naturalnym z³o¿u ¿wirukwarcowego.

Z uwagi na to, i¿ w Piwnicznej nie ma przedsiêbior-stwa zajmuj¹cego siê problematyk¹ uzdrowiskow¹, funk-cjê tê w okreœlonej czêœci prowadzi zak³ad butelkowania.Dzia³a przy nim Uzdrowiskowy Zak³ad Górniczy orazprowadzona jest ogólnodostêpna, ca³oroczna pijalnia wo-dy leczniczej.

112


Zubrzyk

W Zubrzyku istnieje rozlewnia nale¿¹ca do firmy„Masspol” Sp. z o.o., w której wytwarza siê naturaln¹wodê mineraln¹ „Zdroje Piwniczna”. Wodê do butelko-wania wydobywa siê z piaskowców paleogeñskich otwo-rem Z-2 o zasobach 4,6 m3/h (Z. Struziak, 2002). Scha-rakteryzowano j¹ jako 0,2% wodê HCO3–Na–Mg–Ca,w zapisie skróconym:

M 2,01 398

37 33 29

HCO

Na Mg Ca

Woda produkowana jest jako gazowana (>4000mg/dm3 CO2) i niegazowana.

Szczawa

Zlokalizowana w Szczawie rozlewnia nale¿y doPrzedsiêbiorstwa Produkcyjno-Handlowo-Us³ugowego„Euro-Code” s.c. Butelkowana naturalna woda mineralna„Gorczañska Krynica” wydobywana jest otworemEC-1 z piaskowców paleogenu i kredy, wystêpuj¹cych nag³êbokoœci 19,5–30,0 m. Jest to 0,12% woda typu HCO3

–Na–Ca, B, w zapisie skróconym:

HBOHCO

Na Ca214 1,26 3

80

44 39M

Zasoby eksploatacyjne otworu EC-1 zatwierdzonow iloœci 3 m3/h (I. Józefko, B. Bielec, 2000). Woda produ-kowana jest jako gazowana (>4000 mg/dm3 CO2), œrednio-(<4000 mg/dm3 CO2) i niskonasycona (<1500 mg/dm3

CO2). W rozlewni produkowana jest równie¿ naturalna wo-da Ÿródlana „Gorczañska” o mineralizacji 285 mg/dm3.Wodê tê wydobywa siê z otworu Szczawa IV.

Wysowa

W Wysowej znajduje siê nale¿¹ca do przedsiêbiorstwa„Uzdrowisko Wysowa” S.A. rozlewnia, w której butel-kowane s¹ wody lecznicze „Henryk”, „Józef” i „Franci-szek”, naturalna woda mineralna „Wysowianka” oraz na-turalna woda Ÿródlana „Wysowskie Zdroje”.

Woda lecznicza „Henryk” jest eksploatowana z wy-konanego w 1969 r. otworu W-11 Henryk o g³êbokoœci50 m, ujmuj¹cego wodê z drobnoziarnistych piaskowcówgórnej kredy. Wodê tê okreœla siê jako 0,6% szczawêHCO3–Cl–Na, B, w zapisie skróconym:

CO HBOHCO Cl

Na22680

2136 5,96– 6,21 3

70 30

84M

Zawartoœæ poszczególnych sk³adników przedstawiasiê nastêpuj¹co (mg/dm3): HCO3 – 3417; Cl – 709; J – 1;F – 0,5; Na – 1395; Ca – 168; Mg – 49 i K – 32. Zasobyeksploatacyjne otworu zatwierdzono w iloœci 1,1 m3/h,przy depresji 10 m (K. Dulski, A. Piecuch, 1994). Wodata jest stosowana do kuracji pitnej przy leczeniu choróbdwunastnicy, wrzodów ¿o³¹dka, cukrzycy i schorzeñdróg ¿ó³ciowych. Ponadto uzupe³nia niedobór jodu w or-ganizmie. Nale¿y j¹ stosowaæ zgodnie ze wskazaniamilekarskimi (M. Kucharski, P. Ruszczewski, 2002).

Woda lecznicza „Józef” jest pobierana z odwiercone-go w 1962 r. otworu Józef II o g³êbokoœci 29,3 m. War-stwê wodonoœn¹ stanowi¹ piaskowce paleogeñskie.Scharakteryzowano j¹ jako 0,18–0,36% szczawê HCO3

–Cl–Na, Fe, w zapisie skróconym:

CO FeHCO Cl

Na22680 20 1,81– 3,63 3

80 20

74M

Poszczególne sk³adniki wystêpuj¹ w iloœci (mg/dm3):HCO3 – 1129; Cl – 170; F – 0,3; Na – 363; Ca – 104; Mg –28 i K – 6. Zasoby eksploatacyjne otworu zatwierdzono wiloœci 0,48 m3/h, przy wyp³ywie samoczynnym (K. Dul-ski, A. Piecuch, 1994). Woda „Józef” zalecana jest szcze-gólnie przy kamicy nerkowej, stanach zapalnych drógmoczowych, dnie moczanowej i innych chorobach urolo-gicznych. Kuracjê pitn¹ nale¿y prowadziæ zgodnie zewskazaniami lekarza.

Woda lecznicza „Franciszek” wydobywana jest z wy-konanego w 1972 r. otworu W-14 Franciszek o g³êbokoœci50 m. Poziom wodonoœny stanowi¹ drobnoziarniste pia-skowce warstw inoceramowych (kreda). Eksploatowanawoda jest 1,6–1,8% szczaw¹ HCO3–Cl–Na, Br, J, B. Cha-rakterystykê butelkowanej wody leczniczej przedstawiazapis skrócony:

113


CO HBO Br JHCO Cl

Na22510

2389 13 4 15,93–17,94 3

65 34

94M

Zasoby eksploatacyjne otworu wynosz¹ 1,3 m3/h, przydepresji 4,6 m (G. Rosiñska, W. Krzywina, 1973). Wodata jest zalecana przy chorobach wrzodowych i prze-wlek³ych nie¿ytach ¿o³¹dka i dwunastnicy, diskineziedróg ¿ó³ciowych oraz zaparciach. Ponadto ³agodzi skutkizatrucia alkoholowego. Stosowanie lecznicze powinnoodbywaæ siê zgodnie z przepisem lekarza.

Do produkcji naturalnej wody mineralnej „Wyso-wianka” wykorzystuje siê wodê z otworu W-24 o g³êbo-koœci 40 m, wydobywan¹ z piaskowców warstw inocera-mowych (kreda). Scharakteryzowano j¹ jako 0,13%szczawê HCO3–Na–Ca, Fe, B, w zapisie skróconym:

CO Fe HBOHCO

Na Ca22800 68

26 12,62 3

81

65M

22

Zasoby eksploatacyjne ujêcia wynosz¹ 2 m3/h, przydepresji 2,3 m (Z. Szarszewska, 1989). Z uwagi na du¿¹zawartoœæ ¿elaza woda przed butelkowaniem jest od¿ela-ziana. Proces ten przebiega w kilku etapach. Po napowie-trzeniu w aeratorze woda jest doprowadzana do zbiornikawstêpnego od¿elaziania, gdzie nastêpuje dodatkowe na-powietrzenie przez barbota¿ sprê¿onym powietrzem, poczym doprowadzana jest do zbiornika, w którym nastêpu-je sedymentacja wodorotlenków ¿elaza. Sklarowan¹,wierzchni¹ warstwê wody podaje siê do z³o¿a wielowar-stwowego z warstw¹ z³o¿a katalicznego, gdzie nastêpujeostatni przed podaniem wody na liniê rozlewnicz¹ etapod¿elaziania. Woda sprzedawana jest jako nisko- i œred-nionasycona CO2 lub gazowana. Ponadto „UzdrowiskoWysowa” S.A. produkuje naturaln¹ wodê Ÿródlan¹ „Wy-sowskie Zdroje” o mineralizacji 439,3 mg/dm3, wydo-bywan¹ z otworu R-1 w Wysowej.

Rymanów-Zdrój

W rozlewni nale¿¹cej do przedsiêbiorstwa „Uzdrowi-sko Rymanów” S.A. produkowana jest woda sto³owa„Celestynka”. W procesie produkcyjnym wykorzystujesiê wodê pochodz¹c¹ z otworu RZ-6 i ze Ÿróde³ Hubin.Otworem RZ-6 ujêto poziom wodonoœny wystêpuj¹cy na

g³êbokoœci 165–246 m w œrednioziarnistych piaskow-cach eocenu (I piaskowiec ciê¿kowicki). Okreœla siê j¹ ja-ko 0,36% wodê Cl–HCO3–Na, J, B. Zasoby eksploatacyj-ne otworu zatwierdzono w iloœci 8 m3/h (A. Soko³owski,1981), z czego wydobywa siê oko³o 13%.

Ujêcie wody zwyk³ej Hubin sk³ada siê z trzech Ÿróde³ o³¹cznych zasobach eksploatacyjnych 118 m3/d. W procesieprodukcji obydwa rodzaje wód s¹ mieszane w ró¿nychproporcjach, co daje wodê nisko- (mineralizacja ok. 500mg/dm3), œrednio- (ok. 1140 mg/dm3) lub wysokozminera-lizowan¹ (ok. 1800 mg/dm3). Charakterystykê produko-wanych wód przedstawia zapis skrócony:

M 0,50 394

39 5

HCO Cl

Ca Mg Na

5

55

M 1,14 351

63 10

HCO Cl

Na Ca Mg

46

25

M 1,8054

344

77

Cl HCO

Na Ca16

W rozlewni produkuje siê równie¿ naturaln¹ wodêŸródlan¹ „Rymanowianka”. Wszystkie rodzaje wód do-stêpne s¹ jako gazowane i niegazowane.

Busko-Zdrój

W 1960 r. powsta³a w Busku-Zdroju rozlewnia, na-le¿¹ca do przedsiêbiorstwa „Uzdrowisko Busko-Zdrój”S.A. Produkowana jest w niej „Buskowianka” – wodasto³owa, wysokozmineralizowana z zawartoœci¹ jodków.Woda ta wytwarzana jest na bazie wody zwyk³ej z otworuS-1 Nowy Nurek (97%) i naturalnej wody mineralnejz otworu B-15 Henryk (3%). Otwór Henryk wykonanow 1961 r. Ujêto nim 2,3% wodê Cl–Na, Br, J, B, F z gór-nojurajskich wapieni zalegaj¹cych na g³êbokoœci 441–500 m. Zasoby eksploatacyjne otworu zatwierdzonow iloœci 1,92 m3/h, przy depresji 19,2 m (W. Nawroc-ka-Rogo¿, 1964). Z otworu Nowy Nurek wydobywa siênatomiast 0,07% wodê z górnokredowych margli prze-³awiconych ³upkami z g³êbokoœci 5,6–30 m. Zasoby eks-ploatacyjne tego otworu wynosz¹ 10 m3/h, przy depresji

114


10 m (J. Krawczyk i in., 1999). Mineralizacjê wody butel-kowanej i jej sk³ad podaje zapis skrócony:

M 1,659

326

415

58 15

Cl HCO SO

Na Ca Mg25

Woda dostêpna jest jako œrednio- (2500 mg/dm3 CO2)oraz niskonasycona (800–1200 mg/dm3 CO2).

W rozlewni produkuje siê ponadto na bazie wodyz ujêcia Nowy Nurek naturaln¹ wodê Ÿródlan¹ „Busko-wianka Zdrój”.

Swoszowice

W Swoszowicach (dzielnica Krakowa) istnieje niewiel-ka rozlewnia produkuj¹ca naturaln¹ wodê mineraln¹

„Per³a Swoszowic”. Poziom wodonoœny, ujêty wykonan¹przez w³aœciciela rozlewni studni¹, stanowi¹ piaski i pia-skowce przewarstwiaj¹ce i³y i i³o³upki warstw skawiñ-skich (miocen). Eksploatowan¹ wodê scharakteryzowanojako 0,23% wodê SO4–Cl–Ca–Na, w zapisie skróconym:

M 2,31 471 23

68 20

SO Cl

Ca Na

Wystêpuje w niej ponadto m.in. jon selenowy w iloœci0,01 mg/dm3, nie stwierdzono natomiast siarkowodoru.Zasoby eksploatacyjne zatwierdzono w iloœci 1,27 m3/h,pobór zaœ wynosi 0,5–1,0 m3/h (J. Radwan i in., 1997).

9.3.2. Sudety i blok przedsudecki

Stary Wielis³aw

W Starym Wielis³awiu ko³o Polanicy-Zdroju istniejerozlewnia nale¿¹ca do firmy „EDO” Sp. z o.o. Produko-wana jest w niej naturalna woda mineralna „Aquado”.Poziom wodonoœny stanowi¹ spêkane margle kredy gór-nej wystêpuj¹ce na g³êbokoœci 268 m, ujête odwiertem nr4. Zasoby eksploatacyjne wynosz¹ 16,5 m3/h, przy depre-sji 13,3 m (J. Fistek, 1983b). Ujêcie jest eksploatowaneod 1975 r. i by³o znane z zaniechanej ju¿ obecnie produk-cji popularnej wody „Polaniczanka”. Charakterystykawody butelkowanej w zapisie skróconym przedstawia siênastêpuj¹co:

M 1,90 396

69 13

HCO

Ca Na Mg15

Woda produkowana jest w wersji gazowanej i niega-zowanej. Uzyska³a wysok¹ ocenê jakoœci Instytutu Frese-niusa w Niemczech.

Polanica-Zdrój

W Polanicy-Zdroju znajduj¹ siê dwie rozlewnie na-le¿¹ce do „Zespo³u Uzdrowisk K³odzkich” S.A. W jednej

z nich produkowana jest woda lecznicza „Wielka Pienia-wa” oraz naturalna woda mineralna „Staropolanka”.W drugiej rozlewni butelkuje siê naturaln¹ wodê mine-raln¹ „Staropolanka 2000” (J. Szymañczyk, 2001).

Wodê lecznicz¹ „Wielka Pieniawa” uzyskuje siê z wy-konanego w 1904 r. otworu Wielka Pieniawa g³êbokoœci34,5 m, ujmuj¹cego poziom wodonoœny wystêpuj¹cyw piaskowcach i marglach kredy górnej. Sk³ad chemicznywody butelkowanej przedstawia siê nastêpuj¹co:

M 1,7 395

43

17 13

HCO SO

Ca Na Mg64

Zasoby eksploatacyjne otworu zatwierdzono w iloœci18,6 m3/h, przy samowyp³ywie (J. Fistek, 1966, 1970).

Woda lecznicza „Wielka Pieniawa” jest zalecana jakoœrodek uzupe³niaj¹cy terapiê przewlek³ych stanów zapal-nych ¿o³¹dka, nadkwaœnoœci, choroby wrzodowej¿o³¹dka i dwunastnicy, chorób w¹troby i trzustki, cukrzy-cy, przewlek³ego stanu zapalnego jelita grubego, kamicynerkowej i zatrucia alkoholem etylowym. Woda „WielkaPieniawa” jako pierwsza w Polsce uzyska³a wpis do Reje-stru œrodków farmaceutycznych i materia³ów medycz-nych (J. Szymañczyk, 2004).

115


Do produkcji naturalnej wody mineralnej „Staropo-lanka” jest wykorzystywana woda z otworu Pieniawa Jó-zefa o g³êbokoœci 89 m, ujmuj¹cego poziom wodonoœnyw piaskowcach kredy górnej. Wodê butelkowan¹ scha-rakteryzowano zapisem skróconym:

COHCO

Ca21322 1,06 3

93

64M

Zatwierdzone zasoby eksploatacyjne ujêcia wynosz¹6,6 m3/h, przy samowyp³ywie (J. Fistek, 1975a). W sprze-da¿y znajduje siê woda nasycona CO2 (6000–7000mg/dm3), niskonasycona i niegazowana. Naturalna wodamineralna „Staropolanka” legitymuje siê certyfikatemFunduszu Rozwoju Kardiologii we Wroc³awiu i jest zale-cana przez lekarzy w profilaktyce chorób uk³adu kr¹¿enia(J. Szymañczyk, 2004).

Naturalna woda mineralna „Staropolanka 2000” jestujmowana odwiertem P-300 o g³êbokoœci 269 m. Poziomwodonoœny stanowi¹ piaskowce i mu³owce kredy górnej.Zasoby eksploatacyjne otworu wynosz¹ 13 m3/h (Z. Szar-szewska, 1967). Sk³ad chemiczny wody butelkowanejprzedstawia zapis skrócony:

M 2,6 398

59 19

HCO

Ca Mg Na18

Woda jest sprzedawana jako gazowana, niskonasyco-na CO2 i niegazowana. Przed butelkowaniem jest odga-zowywana, od¿elaziana i wtórnie nasycana dwutlenkiemwêgla pochodzenia naturalnego. Podobnie jak „Staropo-lanka” posiada certyfikat Funduszu Rozwoju Kardiologiiwe Wroc³awiu i zalecana jest przez lekarzy w profilakty-ce chorób uk³adu kr¹¿enia.

Gorzanów

W Gorzanowie znajduje siê uruchomiona w 1990 r.Wytwórnia Wód Mineralnych „Mineral” s.j. Do butelko-wania wykorzystuje siê tu wody lecznicze wystêpuj¹cew marglach kredy górnej, które eksploatowane s¹ dwomaotworami o g³êbokoœci 100 m. W rozlewni wytwarza siênaturalne wody mineralne „Mineral” i „Familijna”. Doprodukcji wody „Mineral” wykorzystywany jest odwiert

7M o zasobach zatwierdzonych w wysokoœci 22,5 m3/h(K. Grzegorczyk, 1998). Sk³ad chemiczny wody butelko-wanej przedstawia zapis skrócony:

M 0,94 384

48

19 17

HCO SO Cl

Ca Na Mg

8

63

Woda butelkowana „Familijna” jest wytwarzana nabazie wody ujêtej odwiertem nr 5, którego zasoby eks-ploatacyjne zatwierdzono w iloœci 47,8 m3/h (D. Starzy-ñska, 1984). Sk³ad chemiczny wody butelkowanej w za-pisie skróconym ma postaæ:

M 0,91 383

48

17 15

HCO SO Cl

Ca Na Mg

8

66

Woda produkowana jest jako niegazowana (ok. 200mg/dm3 CO2) oraz gazowana (>4000 mg/dm3 CO2).

W Gorzanowie znajduje siê ponadto mniejsza rozlew-nia, nale¿¹ca do Gminnej Spó³dzielni „SamopomocCh³opska” w Bystrzycy, produkuj¹ca naturaln¹ wodêŸródlan¹ „Cyranka” o mineralizacji oko³o 500 mg/dm3.Woda do butelkowania pozyskiwana jest ze Ÿród³a Z³otaKaczka, z którym ju¿ od 1892 r. zwi¹zane s¹ pocz¹tkirozlewnictwa w Gorzanowie.

Szczawina

W Szczawinie istnieje niewielka rozlewnia nale¿¹cado przedsiêbiorstwa „Uzdrowisko L¹dek-D³ugopole”S.A. Produkowana jest w niej naturalna woda mineralna„D³ugopolanka” ze Ÿród³a Studzienna. Poziom wodono-œny stanowi¹ spêkane paragnejsy prekambryjskie. Zaso-by eksploatacyjne zatwierdzono w iloœci 0,72 m3/h (J. Fi-stek, 1974). Charakterystyka chemiczna wody butelko-wanej w zapisie skróconym przedstawia siê nastêpuj¹co:

M 0,65 398

53 37

HCO

Ca Mg Na 7

Szczawno-Zdrój

W Szczawnie-Zdroju znajduje siê nale¿¹ca do przed-siêbiorstwa „Uzdrowisko Szczawno-Jedlina” S.A. roz-lewnia, butelkuj¹ca wody lecznicze „Mieszko” i „D¹b-

116


rówka” oraz naturaln¹ wodê mineraln¹ „Anka”. Wszyst-kie wody wydobywane s¹ ze szczelinowych piaskowcówkarbonu (kulm).

Woda lecznicza „Mieszko”. Ujêcie Mieszko sk³adasiê z 12 wyp³ywów naturalnych ujêtych wykonanymiz br¹zu dzwonami. Do rozlewni podaje siê mieszaninêwód z poszczególnych wyp³ywów. Butelkowan¹ wodêscharakteryzowano jako 0,24% szczawê HCO3–Na,w zapisie skróconym:

COHCO

Na21780 2,42 3

79

68M

Zasoby eksploatacyjne ujêcia zatwierdzono w iloœci0,214 m3/h (H. Têsiorowska, J. Fistek, 1968). Woda lecz-nicza „Mieszko” jest stosowana w leczeniu nie¿ytówdróg oddechowych, dychawicy oskrzelowej, rozedmyp³uc z powik³aniami nie¿ytowymi oraz schorzeñ w¹trobyi dróg ¿ó³ciowych.

Woda lecznicza „D¹brówka”. W sk³ad ujêcia D¹brów-ka wchodz¹ cztery wyp³ywy naturalne, ujête w 1935 r.dzwonami ustawionymi na szczelinach na g³êbokoœci 4 m.Butelkowan¹ wodê (mieszaninê ze wszystkich wyp³ywów)scharakteryzowano jako 0,18% szczawê HCO3–Na–Ca.W zapisie skróconym jej wzór ma postaæ:

COHCO

Na Ca21550 1,77 3

86

56 23M

Zasoby eksploatacyjne ujêcia wynosz¹ 0,06 m3/h (H.Têsiorowska, J. Fistek, 1968). Wskazania lecznicze dlastosowania tej wody to choroby nerek i dróg moczowych,¿o³¹dka i jelit, w¹troby i dróg ¿ó³ciowych, lekkie postaciecukrzycy, oty³oœæ, skaza i dna moczanowa.

Naturalna woda mineralna „Anka” jest mieszanin¹wód wydobywanych z ujêæ: Mieszko, D¹brówka, a tak¿eM³ynarz i Marta (D. Starzyñska, 1980). Wodê butelko-wan¹ scharakteryzowano jako 0,18% wodê HCO3–Na–Ca, w zapisie skróconym:

M 1,82 387

60 20 18

HCO

Na Ca Mg

Woda jest sztucznie gazowana. Zawartoœæ dwutlenkuwêgla w wodzie butelkowanej wynosi 4000–6000mg/dm3. Ponadto woda „Anka” zawiera du¿¹ iloœæ jonumagnezowego, 50 mg/dm3.

Stare Bogaczowice

W Rozlewni Wód Mineralnych w Starych Bogaczowi-cach, nale¿¹cej do Gminnej Spó³dzielni „SamopomocCh³opska” w Wa³brzychu, jest produkowana naturalnawoda mineralna „Anna”. Poziom wodonoœny wykorzy-stywanych do produkcji wód stanowi¹ utwory karbonudolnego (kulm). Woda jest ujêta dwoma Ÿród³ami o nie-wielkich zasobach wynosz¹cych ³¹cznie 0,9 m3/h (L. Po-prawski, T. Jasiak, 1999). Jej typ chemiczny opisuje wzór:

M 1,8 388

48

38 31 30

HCO SO

Na Ca Mg

Woda jest produkowana w wersji gazowanej(2000–4000 mg/dm3 CO2) i niegazowanej.

Czerniawa-Zdrój

W Czerniawie-Zdroju istnieje uruchomiona w 1962 r.rozlewnia wody mineralnej nale¿¹ca do przedsiêbiorstwa„Uzdrowisko Œwieradów-Czerniawa” S.A. Od 2002 r.produkcj¹ wody zajmuj¹ siê dzier¿awcy. W rozlewni bu-telkowana jest naturalna woda mineralna „Czerniawian-ka” (T. Dragunowicz, 2005). Woda jest eksploatowanaotworem wiertniczym nr 4 ze spêkanych gnejsów pre-kambryjskich. Zasoby eksploatacyjne wynosz¹ 1,17 m3/h(J. Fistek, 1973). Sk³ad chemiczny wody butelkowanejprzedstawia zapis skrócony:

FeHCO

Ca Mg Na

0,001 2,1 398

45 40 13M

117


9.3.3. Platforma paleozoiczna

Ciechocinek

Pierwsza rozlewnia wody w Ciechocinku powsta³a w1902 r. Obecn¹ uruchomiono w latach 70. ubieg³ego wie-ku. W rozlewni produkuje siê naturaln¹ wodê mineraln¹„Krystynka”. Wodê do produkcji wydobywa siê z wy-konanego w 1978 r. otworu 19a o g³êbokoœci 34 m. Po-ziom wodonoœny tworz¹ wapienie oolitowe, marglepiaszczyste i drobnoziarniste piaskowce jury. Wodêscharakteryzowano jako 0,36% wodê Cl–Na, w zapisieskróconym:

M 3,6085

313

76 15

Cl HCO

Na Ca

Zasoby eksploatacyjne zatwierdzono w iloœci 9 m3/h(Z. Szarszewska, 1978). Woda z otworu wyp³ywa samo-czynnie.

Ponadto w rozlewni butelkowana jest naturalna wodaŸródlana „Ciechociñska”. Do jej produkcji wykorzystu-je siê wodê z otworów 17a i 17b, ujmuj¹cych czwartorzê-dowe piêtro wodonoœne. Mineralizacja ogólna wody bu-telkowanej wynosi oko³o 700 mg/dm3. Wa¿niejsze sk³ad-niki wystêpuj¹ w iloœci (mg/dm3): HCO3 – 363; Cl – 73;

Ca – 102; Mg – 24; Na – 47 i SO4 – 52. Zasoby eksploata-cyjne, ³¹czne dla obydwu otworów, wynosz¹ 95 m3/h.Woda sprzedawana jest jako gazowana i niegazowana.

Ko³obrzeg

W rozlewni prowadzonej przez Gminn¹ Spó³dzielniê„Samopomoc Ch³opska” w Ko³obrzegu jest produkowa-na naturalna woda mineralna „Jantar”. Do produkcjiwykorzystuje siê wodê pobieran¹ z czwartorzêdowegopiêtra wodonoœnego. Woda jest eksploatowana odwier-tem g³êbokoœci 42 m, zasoby eksploatacyjne zatwierdzo-no w iloœci 1,5 m3/h (Z. Matkowska, 2006). Scharaktery-zowano j¹ jako 0,11% wodê Cl–HCO3–Na, Fe, w zapisieskróconym:

M 1,1265

333

71 19

Cl HCO

Na Ca

W rozlewni nale¿¹cej do przedsiêbiorstwa „Uzdrowi-sko Ko³obrzeg” S.A., w której by³a wytwarzana naturalnawoda mineralna „Per³a Ba³tyku”, produkcjê czasowowstrzymano.

9.4. Sole, szlamy i ³ugi lecznicze

W Ciechocinku, Dêbowcu i Iwoniczu-Zdroju na baziewody uznanej za lecznicz¹ i solanki (Rozporz¹dzenie Ra-dy Ministrów z dnia 14 lutego 2006 r., Dz.U. Nr 32, poz.220) wytwarza siê produkty zdrojowe przeznaczone dou¿ytku domowego, celów leczniczych b¹dŸ stosowanew profilaktyce (M. Kucharski, 1995).

Ciechociñska sól warzona

Sól jest produkowana w warzelni soli w Ciechocinku.Oprócz chlorku sodu zawiera ona znaczne iloœci wapnia,magnezu, siarczanów oraz podwy¿szon¹, w porównaniu

z innymi solami, zawartoœæ jodu (5,24 mg/kg). Sól mo¿ebyæ stosowana profilaktycznie w rejonach Polski, w któ-rych stwierdzono niedobory jodu w wodzie, glebie i at-mosferze.

Sól zab³ocka z Dêbowca

Do produkcji soli wykorzystuje siê wody wystêpuj¹cew piaskowcach miocenu zalegaj¹cych na g³êbokoœci300–500 m. Warzenie soli prowadzone jest metod¹ trady-cyjn¹ w wyparkach panwiowych. U¿ywana do produkcjisoli solanka charakteryzuje siê wysok¹ zawartoœci¹ jodu,

118


120–130 mg/dm3, co objawia siê swoistym, jodkowymzapachem soli. Dzia³anie lecznicze soli ma zastosowaniew chorobach: uk³adu ruchu (stany zapalne, pourazowe,zwyrodnieniowe), obwodowego uk³adu kr¹¿enia (niedo-krwienie koñczyn), uk³adu nerwowego (nerwobóle, nie-dow³ady), dróg oddechowych, w schorzeniach spowodo-wanych niedoborem jodu oraz w rekonwalescencjach.

Sól kosmetyczno-lecznicza „Elin”

z Iwonicza-Zdroju

Sól jest produkowana z wody eksploatowanej otwora-mi L-12 i L-14 z poziomu wodonoœnego w II piaskowcuciê¿kowickim (eocen). W obydwu otworach woda mazbli¿ony sk³ad chemiczny, okreœla siê j¹ jako 1,9% wodêCl–HCO3–Na, Br, J, B. Do soli przed zapakowaniem do-dawane s¹ komponenty zapachowe oraz œrodki zmiêk-czaj¹ce wodê i zapobiegaj¹ce powstawaniu osadu.

K¹piel z u¿yciem soli „Elin” jest zalecana przy:³uszczycy, nerwobólach reumatycznych, przewlek³ychschorzeniach stawów, œciêgien i miêœni na tle zapalnym,urazowym i zwyrodnieniowym, chorobach kobiecychoraz schorzeniach okostnej i szpiku kostnego. K¹piel wwodzie z sol¹ „Elin” wyg³adza skórê, usuwa zmêczenie,odœwie¿a i wzmacnia organizm. Jest zalecana dla spor-towców po intensywnym treningu.

Sól jodo-bromowa z Iwonicza-Zdroju

Sól jest produkowana z wody eksploatowanej otwo-rem L-12. Przeznaczona jest do przyrz¹dzania k¹pielileczniczych w warunkach domowych b¹dŸ do inhalacji.Wskazaniem do k¹pieli s¹ choroby: reumatyczne, ortope-dyczno-urazowe, obwodowego uk³adu nerwowego, gine-kologiczne oraz skórne. W przypadku inhalacji zalecanajest przy przewlek³ych nie¿ytach b³on œluzowych nosa,gard³a, krtani, tr¹bek s³uchowych, zatok bocznych nosa,tchawicy i oskrzeli oraz pylicy. Powinna byæ stosowanazgodnie ze wskazaniami lekarza, bowiem przy k¹pieli na-

le¿y okreœliæ stê¿enie wody, g³êbokoœæ zanurzenia, czask¹pieli lub inhalacji oraz ogóln¹ liczbê zabiegów.

£ug leczniczy z Ciechocinka

£ug otrzymuje siê z wody eksploatowanej z otworu11-E (znanego jako Grzyb). Jest produktem ubocznympowstaj¹cym w trakcie warzenia soli w warzelni ciecho-ciñskiej. Jest 31,6% roztworem soli mineralnych. Stoso-wany jest do k¹pieli leczniczych, do przygotowania któ-rych rozcieñcza siê go zazwyczaj 10-krotnie. Wskazaniado k¹pieli to: choroby ortopedyczne, stany po operacjachnarz¹dów ruchu, choroby uk³adu nerwowego (nerwobó-le, przewlek³e zapalenia nerwów, pora¿enia po³owiczne –stwardnienie rozsiane, nerwice), choroby goœæcowe, nad-ciœnienie têtnicze, niektóre choroby alergiczne skóry,choroby naczyñ obwodowych. W przypadku inhalacjiu¿ywany jest do leczenia nie¿ytów górnych dróg odde-chowych, ozeny, nawracaj¹cych zapaleñ oskrzeli, rozed-my p³uc, dychawicy oskrzelowej oraz zawodowych za-gro¿eñ uk³adu oddechowego.

Szlam leczniczy z Ciechocinka

Szlam, podobnie jak ³ug leczniczy, jest produktemubocznym warzelni soli. W porównaniu z sol¹ ciecho-ciñsk¹ charakteryzuje siê zwiêkszon¹ zawartoœci¹ jonówwapnia, magnezu, bromu i jodu. Do k¹pieli stosuje siêroztwór sporz¹dzony ze 100 l wody, 3 kg szlamu i 1 kg³ugu. S³u¿y on tylko do k¹pieli, nie nadaje siê do inhala-cji. Wskazania lecznicze s¹ podobne jak w przypadkustosowania k¹pieli przyrz¹dzonej z ³ugu leczniczego.Roztwory 10–20% szlamu u¿ywane s¹ do ok³adóww chorobach reumatycznych i stanach pourazowychnarz¹dów ruchu.

Leczenie wymienionymi produktami zdrojowymi na-le¿y prowadziæ zgodnie z instrukcjami podanymi na opa-kowaniach lub z zaleceniami lekarskimi.

119

Sole, szlamy i ³ugi lecznicze

10. Zagro¿enia i ochrona wód leczniczych i termalnych

10.1. Wstêp

Zgodnie z Ustaw¹ z dnia 4 lutego 1994 r. – Prawo geolo-giczne i górnicze (Dz.U. Nr 27, poz. 96, z póŸniejszymizmianami), wody termalne i lecznicze uznane s¹ za kopa-linê podstawow¹ i podlegaj¹ ochronie przez ustanowieniedla nich obszaru górniczego. Ochrona zasobów tych wódjest zatem zbli¿ona do ochrony zasobów innych kopalin,np. wêglowodorów, z uwzglêdnieniem dop³ywu wódi odnawialnoœci ich zasobów poprzez zasilanie bezpo-œrednie lub poœrednie w wyniku przesi¹kania z warstwznajduj¹cych siê bli¿ej powierzchni terenu. Celem ochro-

ny zasobów wód termalnych i leczniczych jest zachowaniesta³ego sk³adu chemicznego i w³aœciwoœci fizycznych,a tak¿e temperatury na wyp³ywie z eksploatowanych ujêæ.Zagro¿eniami zasobów wód mog¹ byæ: nadmierna eksplo-atacja ujêæ lub oddzia³ywanie ujêæ s¹siaduj¹cych, w tymtak¿e komunalnych, g³êbokie drena¿e wyrobisk górni-czych i uruchomienie dop³ywu do ujêæ wód zwyk³ych,czêsto zanieczyszczonych. Wed³ug klasyfikacji A. Ma-cioszczyk (1987), zagro¿enia te mog¹ byæ wywo³aneczynnikami geogenicznymi lub antropogenicznymi.

10.2. Zasoby wód termalnych i leczniczych

Aktualnie obowi¹zuj¹ w hydrogeologii dwa rodzajezasobów wód podziemnych, okreœlone w Ustawie Prawogeologiczne i górnicze, tzn. dyspozycyjne i eksploatacyj-ne. Równie¿ w odniesieniu do wód leczniczych i termal-nych wyznaczane s¹ zasoby dyspozycyjne, jako objêtoœæwód wydobywanych w jednostce czasu, mo¿liwe do za-gospodarowania w okreœlonych warunkach œrodowisko-wych i hydrogeologicznych, bez wskazywania lokalizacjiujêæ i ich warunków techniczno-ekonomicznych (Roz-porz¹dzenie Ministra Œrodowiska z dnia 6 lipca 2005 r.,Dz.U. Nr 136, poz. 1151).

Klasyfikacja zasobów wód i energii geotermalnej po-dana jest w Atlasie zasobów geotermalnych na Ni¿u Pol-skim (W. Górecki red., 2006b). Wyró¿nia siê kolejnowed³ug stopnia ogólnoœci: dostêpne zasoby energii geo-termalnej, zasoby statyczne wód i energii geotermalnej,zasoby statyczne wydobywalne wód i energii geotermal-nej, zasoby dyspozycyjne wód i energii geotermalnej

oraz dla ujêæ si³owni zasoby eksploatacyjne wód i energiigeotermalnej. Termin zasoby energii geotermalnej ozna-cza ca³kowit¹ iloœæ energii cieplnej zgromadzonej w sko-rupie ziemskiej do przyjmowanej g³êbokoœci, w odniesie-niu do okreœlonego obszaru oraz œredniej rocznej tempe-ratury na powierzchni danego obszaru. Wody geotermal-ne s¹ noœnikiem energii geotermicznej (W. Górecki, red.,1995, 2006b). Zasoby wód termalnych nie s¹ zatem jed-noznacznym terminem z zasobami energii geotermalnej.

Wody termalne i lecznicze, eksploatowane w si³ow-niach geotermalnych i w uzdrowiskach, s¹ w wiêkszoœcipochodzenia infiltracyjnego, równie¿ w przypadku wódo d³ugim czasie przebywania w oœrodku skalnym, w stre-fie utrudnionej wymiany. W strefie tej wystêpuj¹ wodybêd¹ce mieszanin¹ wód pochodzenia infiltracyjnegoi wód reliktowych. Zasoby z³ó¿ tych wód podzielono na:odnawialne, czêœciowo odnawialne i nieodnawialne(W. Ciê¿kowski, Z. Szarszewska, 1978; B. Paczyñski,

120

Zagro¿enia i ochrona wód leczniczych i termalnych

Z. P³ochniewski, 1996; B. Paczyñski red., 2002; A. Kra-wiec, 2002; W. Ciê¿kowski i in., 2004). W ujêciach uzdro-wisk karpackich spotykany jest równie¿ udzia³ wód dehy-dratacyjnych, uwalnianych podczas przemian fazowychminera³ów uwodnionych (P. Leœniak, 1980; N. Oszczyp-ko, A. Zuber, 2002). Wyniki badania sk³adu izotopowegopróbek wód pobranych z ujêæ termalnych na Anta³ówce,w Bañskiej oraz Uniejowie œwiadcz¹ równie¿ o infiltracyj-nym pochodzeniu tych wód, czasem z udzia³em wód relik-towych lub dehydratacyjnych (Z. Nowicki, W. So³tyk,1973; Z. Nowicki, 1992; D. Ma³ecka, Z. Nowicki, 2002).

W przypadku odnawialnych zasobów rozwa¿ana jestiloœæ wód dop³ywaj¹ca w g³êbokim regionalnym syste-mie obiegu w³aœciwym dla oœrodka skalnego, w którymformuje siê i utrwala sta³y sk³ad chemiczny i w³aœciwoœcifizyczne wód uznanych za lecznicze. W strukturach za-krytych, gdzie wystêpuj¹ wody reliktowe, B. Paczyñskired. (2002) proponuje przyjmowanie jako zasoby dyspo-zycyjne czêœci zasobów statycznych (geologicznych).

Zasoby eksploatacyjne wód leczniczych i termalnychwyznacza siê dla konkretnych ujêæ w danej strukturze hy-

drogeologicznej. Wed³ug rozporz¹dzeñ Ministra Œrodo-wiska z dnia 23 czerwca 2005 r. (Dz.U. Nr 116, poz. 983)oraz z dnia 6 lipca 2005 r. (Dz.U. Nr 136, poz. 1151), za-soby eksploatacyjne odpowiadaj¹ objêtoœci wód, jakaw sposób ci¹g³y mo¿e byæ pobierana z ujêcia w jednostceczasu (np. m3/h lub m3/d), w okreœlonych warunkach œro-dowiskowych, hydrogeologicznych i technicznych. Su-ma zatwierdzonych zasobów eksploatacyjnych ujêæ wódleczniczych lub termalnych nie mo¿e przekraczaæ wyzna-czonych dla danej struktury hydrogeologicznej zasobówdyspozycyjnych.

Je¿eli dla wybranej struktury (obszaru) wyznaczonozasoby dyspozycyjne, to suma zatwierdzonych przez od-powiednie organy administracyjne zasobów eksploata-cyjnych, stanowi¹ca ich czêœæ, nazywana jest zasobamieksploatacyjnymi ustalonymi, natomiast ró¿nica miêdzytymi zasobami okreœlana jest terminem zasoby niezagos-podarowane. Objêtoœæ wód leczniczych pobierana suma-rycznie na ujêciach w danej strukturze, ³¹cznie z wyko-rzystywan¹ wod¹ lecznicz¹ ze Ÿróde³ w danych obszarze,nazywana jest zasobami u¿ytkowanymi.

10.3. Z³o¿a wód leczniczych i termalnych

Wykaz z³ó¿ wód leczniczych zawiera Rozporz¹dzenieMinistra Œrodowiska z dnia 18 grudnia 2001 r. w sprawiez³ó¿ wód podziemnych zaliczonych do solanek, wódleczniczych i termalnych oraz z³ó¿ innych kopalin leczni-czych, a tak¿e zaliczenia kopalin pospolitych z okreœlo-nych z³ó¿ lub jednostek geologicznych do kopalin pod-stawowych (Dz.U. Nr 156, poz. 1815) . Termin z³o¿e ko-paliny jest zdefiniowany w Ustawie Prawo geologicznei górnicze, jako „...naturalne nagromadzenie minera³ówi ska³ oraz innych substancji sta³ych, gazowych i cie-k³ych, których wydobywanie mo¿e przynieœæ korzyœæ go-spodarcz¹...”. Zbli¿ona definicja z³o¿a wód mineralnych,mog¹ca byæ analogi¹ do z³o¿a wód termalnych, znajdujesiê w normie PN-Z-11002 z 1997 r. oraz w Hydrogeologiiogólnej Z. Pazdry i B. Kozerskiego (1990). W wymienio-nym podrêczniku termin z³o¿e zast¹piony jest przez„zbiorowisko wód podziemnych”. Z³o¿e wody staje siê

z³o¿em leczniczym na podstawie Rozporz¹dzenia RadyMinistrów. W odró¿nieniu do z³ó¿ innych kopalin,w przypadku wód termalnych i leczniczych istnieje pro-blem wyznaczenia granicy z³o¿a. Zasiêg i przestrzennaorientacja z³o¿a tych wód zale¿y od struktury hydrogeo-logicznej, w której wody wystêpuj¹, oraz od odnawialno-œci ich zasobów. J. Dowgia³³o (1999) oraz J. Dowgia³³oi B. Paczyñski (2002) wprowadzili za O. Franko i in.(1975) klasyfikacjê struktur hydrogeologicznych wód le-czniczych. Wyró¿nili struktury: otwarte, pó³otwarte i pó³-zakryte, w których wystêpuj¹ zasoby odnawialne, orazstruktury zakryte z nieodnawialnymi zasobami wód relik-towych. W strukturach pó³zakrytych okreœlono mo¿liwoœæwystêpowania zarówno zasobów odnawialnych (wody in-filtracyjne), jak i zasobów wód metamorficznych.

Odnawialnoœæ zasobów wód infiltracyjnych mo¿e byæokreœlona czasem przebywania lub czasem przep³ywu

121

Z³o¿a wód leczniczych i termalnych

wód na podstawie ich sk³adu izotopowego (K. D’Obyrni in., 1997; J. Dowgia³³o, Z. Nowicki, 1999; A. Zuber i in.,1999) lub z wykorzystaniem obliczeñ tzw. time marke-rów wzd³u¿ linii pr¹du wyznaczonej na modelu matema-tycznym struktury hydrogeologicznej (T. Macioszczyk,B. Kazimierski, 1990; J. Kapuœciñski i in., 1997b; W.Sanford, 2002). Wody lecznicze, ujmowane w strefie in-tensywnej wymiany, s¹ wodami infiltracyjnymi,wspó³czesnymi. Do systemu wodonoœnego przes¹czaj¹siê one wspó³czeœnie lub przeniknê³y w holocenie i czasich przebywania w oœrodku skalnym zwykle nie przekra-cza kilkudziesiêciu do kilku tysiêcy lat. Zasoby tych wóds¹ wspó³czeœnie odnawiane w wyniku infiltracji czêœciopadów (infiltracja bezpoœrednia) w obszarach zasilania,gdzie brak jest przy powierzchni izoluj¹cych warstw s³a-bo przepuszczalnych. Strefa intensywnej wymiany wódpodziemnych siêga w Polsce zwykle do g³êbokoœci100–200 m, a w skrajnych przypadkach do 1200 m (Z.P³ochniewski, 1977).

Podobny problem wystêpuje w przypadku zasobówwód termalnych, które powinny byæ ró¿nie definiowanei dla których ró¿nie powinny byæ wyznaczane terenyochrony zasobów w systemach hydrotermalnych natural-nych i sztucznych. Za sztuczne systemy uwa¿ane s¹gor¹ce oœrodki skalne, bezwodne, do których wprowa-dzana jest woda z powierzchni, bêd¹ca nastêpnie noœni-kiem energii cieplnej (J. Kapuœciñski i in., 1997b). Do-tychczas takie systemy w Polsce nie funkcjonuj¹ i nie wy-chodz¹ poza fazê koncepcji.

Wœród naturalnych systemów hydrotermalnych mo¿nawyró¿niæ dwa typy struktur. Pierwszy to struktury hydro-

geologiczne zaliczane do basenów sedymentacyjnych,w których warstwy o w³aœciwoœciach kolektorskich zawie-raj¹ wody gor¹ce wskutek ogrzania w strumieniu cieplnymZiemi (G. Michel, 1997). Drugi typ struktur stanowi¹oœrodki szczelinowe i szczelinowo-krasowe, umo¿-liwiaj¹ce zasilanie systemu na wyniesionych wychodniachi grawitacyjny przep³yw do stref drena¿u u podstawy gór(D. Ma³ecka, 1973; J. Dowgia³³o, 1994; P. D³ugosz, S. Na-gy, 1995; J. Chowaniec i in., 1997b). Wody w tych struktu-rach, schodz¹c na du¿¹ g³êbokoœæ pod wp³ywem du¿ychspadków hydraulicznych wywo³anych deniwelacjami te-renu, s¹ ogrzewane. Pierwszy typ naturalnych systemówhydrotermalnych (baseny sedymentacyjne) wystêpuje naNi¿u Polskim, natomiast drugi w Karpatach i Sudetach.Wyniki badañ prowadzonych w ostatnich latach wskazuj¹na powolne przep³ywy wód termalnych równie¿ na du¿ychg³êbokoœciach w strukturach basenowych Ni¿u Polskiego(A. Szczepañski, 1990).

Wody termalne i lecznicze wydobywane ze z³o¿a stano-wi¹ kopalinê g³ówn¹. Mog¹ jednak¿e zawieraæ rozpusz-czone gazy, np. dwutlenek wêgla lub metan, lub sk³adnikiswoiste, jak jod lub brom, które sporadycznie s¹ pozyski-wane analogicznie jak kopalina towarzysz¹ca z³o¿om su-rowców mineralnych (W. Ciê¿kowski i in. red., 2002).W. Ciê¿kowski i in. (2004) proponuj¹ dla nich okreœlenie„sk³adnik u¿yteczny towarzysz¹cy”. W przypadku wód ter-malnych rozpuszczone w nich gazy pochodz¹ g³ówniez procesów endogenicznych i dyfunduj¹ w strefach nie-ci¹g³oœci tektonicznych. Do najczêœciej spotykanych gazóww wodach termalnych na obszarze Polski nale¿¹: dwutle-nek wêgla, azot, siarkowodór i metan.

10.4. Strefy ochronne ujêæ wód leczniczych i termalnych

W dotychczasowej praktyce ujêcia wód termalnychnie maj¹ wyznaczonych stref ochronnych, z wyj¹tkiemterenów funkcjonalnych wy³¹cznego u¿ytkowania w bez-poœrednim s¹siedztwie ujêæ i urz¹dzeñ wodnych orazobiektów zak³adu górniczego. Rolê tê pe³ni obszar górni-czy, w granicach którego przedsiêbiorca jest uprawnionydo wydobywania kopaliny objêtej koncesj¹. Definicja ta

podana jest w Ustawie Prawo geologiczne i górnicze.Wody termalne ujmowane s¹ w zdecydowanej wiêkszoœ-ci w si³owniach, których ujêcia sk³adaj¹ siê z par otwo-rów, tzw. dubletów. Otwór wydobywczy (eksploatacyj-ny) dostarcza wodê do wymiennika ciep³a, sk¹d posch³odzeniu w tzw. pierwotnym obiegu woda kierowanajest do otworu ch³onnego, dlatego te¿ nie zmniejsza siê

122


objêtoœæ wód w zamkniêtym systemie wodonoœnym.Nadmierne wydobycie wód termalnych mo¿e spowodo-waæ spadek temperatury w z³o¿u. Zagro¿eniem zasobówwód geotermalnych mo¿e byæ budowa, w s¹siedztwie ist-niej¹cej, kolejnej si³owni lub zbyt bliska lokalizacjaotworów wiertniczych – dubletów (A. Barbacki, 2004b).

Przy g³êbokich strukturach hydrogeologicznych i wy-muszonym lateralnym przep³ywie od otworu wydobyw-czego do otworu ch³onnego, zachodzi koniecznoœæ osza-cowania obszaru oddzia³ywania ujêæ si³owni, z któregozapewniony jest dop³yw wód termalnych o sta³ej tempe-raturze. Propozycje w zakresie projektu prac geologicz-nych dla ustalenia zasobów wód termalnych, metodykêprowadzenia badañ hydrogeologicznych, testów pomia-rowych w otworach oraz metody szacowania zasobówi wyznaczania stref ochronnych podano w poradniku me-todycznym (J. Kapuœciñski i in., 1997b). Zasiêg obszarugórniczego, spe³niaj¹cy funkcjê ochrony zasobów, mo¿ebyæ wyznaczony na podstawie modelowania przep³ywuwód w rejonie objêtym koncesj¹ na wydobycie wody.Nale¿y jednak wspomnieæ, ¿e mo¿liwoœæ budowy mode-lu numerycznego struktury hydrogeologicznej oraz jegowalidacja i kalibracja s¹ uzale¿nione od stopnia skompli-kowania warunków geologicznych i rozpoznania para-metrów filtracyjnych oœrodka skalnego.

Ochrona zasobów wód leczniczych ma znacznie bar-dziej rozbudowane procedury ustalania stref ochronnychoraz liczne zakazy, nakazy i ograniczenia w u¿ytkowanius¹siaduj¹cych terenów, ni¿ ochrona zasobów wód ter-malnych. Jest to oczywiste z punktu widzenia przepisówsanitarnych i ochrony zdrowia.

Wody lecznicze i termalne, niezawieraj¹ce 14C, przezbardzo d³ugi czas przebywaj¹ w oœrodku skalnym (czêstowykraczaj¹cy ponad 1000 lat). Mo¿na je uznaæ za nie-wra¿liwe na zanieczyszczenia antropogeniczne. Je¿eliponadto wystêpuj¹ na g³êbokoœci kilkuset metróww warstwach mezozoiku i starszych, a od powierzchnidzieli je ponad 100-metrowy nadk³ad osadów s³abo prze-puszczalnych, to obszar górniczy mo¿e byæ ograniczonydo niezbêdnego minimum, czyli do strefy ochrony bezpo-œredniej. W tym przypadku warunki geologiczne w pe³nizabezpieczaj¹ z³o¿e wód leczniczych przed zanieczysz-czeniami z powierzchni.

Nadmierna i skoncentrowana eksploatacja wód nama³ym obszarze mo¿e prowadziæ do wspó³dzia³ania ujêæi w efekcie do degradacji wód leczniczych, utraty ichw³aœciwoœci fizyczno-chemicznych lub obni¿enia pozio-mu wód w stopniu uniemo¿liwiaj¹cym ich dalsz¹ eks-ploatacjê. Powstaje wtedy koniecznoœæ oceny zasiêgu od-dzia³ywania ujêæ (zasiêgu lejów depresji studzien).

W regionie karpackim, w pasie wybrze¿a Ba³tyku orazw miejscach ascenzji wód s³onych strefa intensywnej wy-miany obejmuj¹ca wody s³odkie (zwyk³e) jest podœcielo-na stref¹ dyspersji, w której wystêpuj¹ wody s³onawe(brakiczne), na granicy wód s³odkich (zwyk³ych) i s³o-nych znajduj¹cych siê w warstwach starszego pod³o¿a.Zasoby eksploatacyjne wód leczniczych w tych rejonachs¹ wra¿liwe na nadmierny pobór i ocena ich wymaga bar-dzo dok³adnej analizy równowagi wód zwyk³ych i s³od-kich na modelach numerycznych, traktuj¹cych wody jakoniemieszaj¹ce siê ciecze o ró¿nych gêstoœciach (viderozdz. 13. 2, tom I).

Do ujêæ eksploatuj¹cych lecznicze wody infiltracyjne na-le¿¹ równie¿ Ÿród³a, a przyk³adem mog¹ byæ uzdrowiskasudeckie lub karpackie (A. Zuber i in., 1999; W. Ciê¿-kowski i in., 1999). Teren ochrony zasobów eksploatacyj-nych wód leczniczych, pod wzglêdem prawnym bêd¹cy ob-szarem górniczym, powinien obejmowaæ obszar sp³ywuwód do ujêcia, wyznaczony w analogiczny sposób jak dlaujêæ wód zwyk³ych, podany w poradniku metodycznym T.Macioszczyka i in. (1993/1994). Wyznaczenie zasiêgu ob-szaru sp³ywu wód (OSW) do ujêcia jest zadaniem trudnym,wymagaj¹cym dobrego rozpoznania hydrogeologicznego istosowania do obliczeñ metod modelowania filtracji (flu-acji), z uwzglêdnieniem transportu potencjalnych zanie-czyszczeñ. OSW mo¿e byæ uto¿samiany z obszarem formo-wania zasobów wód leczniczych konkretnego ujêcia lubgrupy ujêæ danego uzdrowiska (zak³adu przyrodolecznicze-go). OSW wyznaczony dla ujêæ uzdrowisk górskich, usytu-owanych zwykle w dolinach rzek, mo¿e wykraczaæ poza za-siêg powierzchniowego dzia³u wód. Podziemny dzia³ wódw tych obszarach czêsto nie pokrywa siê z dzia³em wód po-wierzchniowych. Ró¿nica ta mo¿e zwiêkszaæ siê podwp³ywem intensywnej eksploatacji ujêæ wód podziemnych.

123

Strefy ochronne ujêæ wód leczniczych i termalnych

10.5. Zagro¿enia zasobów wód termalnych i leczniczych

Wody termalne wykorzystywane do celów grzew-czych nie wymagaj¹ ustanawiania stref ochronnychi wprowadzania na nich zakazów i ograniczeñ w u¿ytko-waniu terenu z punktu widzenia przepisów sanitarnych,jak w przypadku wód leczniczych. Zagro¿eniami ich za-sobów mo¿e byæ nadmierna eksploatacja i sch³odzeniez³o¿a w przypadku zat³aczania wód do otworów ch³on-nych, po³o¿onych w pobli¿u otworów wydobywczych.Du¿a depresja w otworach wydobywczych mo¿e wy-wo³aæ ascenzjê stê¿onych solanek z pod³o¿a lub dop³ywwód ch³odnych z poziomów wodonoœnych znajduj¹cychsiê bli¿ej powierzchni, zw³aszcza w oœrodkach szczelino-wo-krasowych. Decyduj¹ce znaczenie ma tu sposób eks-ploatacji wód termalnych oraz pojemnoœæ wodna syste-mu geotermalnego – struktury hydrogeologicznej.

Urbanizacja, rozwój infrastruktury technicznej kraju,a tak¿e intensywne rolnictwo nie s¹ w pe³ni kontrolowane.Negatywne oddzia³ywanie ich na œrodowisko wód pod-ziemnych nieuchronnie powoduje pogorszenie ich stanuchemicznego, bakteriologicznego i iloœciowego, zw³asz-cza w przypadku wód gruntowych (pierwszego poziomu).Najbardziej nara¿one na antropopresjê i zwi¹zane z ni¹ za-nieczyszczenia s¹ ma³e zbiorniki wód podziemnych o ogra-niczonej pojemnoœci, bez izolacji od powierzchni terenuwarstwami s³abo przepuszczalnymi.

Najczêœciej dobrze izolowane od powierzchni i ma³owra¿liwe na antropopresjê s¹ z³o¿a wód leczniczych naNi¿u Polskim. W obszarach wy¿yn i gór s¹ one zwi¹zanez oœrodkami szczelinowymi lub szczelinowo-krasowymii s¹ wra¿liwe na antropopresjê oraz sposób u¿ytkowaniaterenu w ich s¹siedztwie. Istnieje bardzo du¿a liczba czyn-ników stanowi¹cych rzeczywiste i potencjalne zagro¿eniedla stanu tych wód. Mo¿na je podzieliæ na szkodliwe dlazdrowia cz³owieka w przypadku ich spo¿ycia oraz takie,które uniemo¿liwiaj¹ ich wykorzystanie do celów leczni-czych. Powszechnie stosowane uzdatnianie wody w ujê-ciach komunalnych ma ograniczone zastosowanie w przy-padku wód leczniczych. Z definicji musz¹ one byæ pozba-wione substancji negatywnie oddzia³ywuj¹cych na zdro-wie kuracjuszy.

Mo¿na wyró¿niæ trzy podstawowe typy ognisk poten-cjalnych zagro¿eñ wód leczniczych wynikaj¹cych z dzia-³alnoœci cz³owieka w s¹siedztwie ujêcia i w obszarzesp³ywu wód do ujêcia. S¹ to ogniska: punktowe, linioweoraz obszarowe (A. Macioszczyk, 1987).

Wœród obszarowych ognisk zanieczyszczeñ i zagro-¿eñ, mog¹cych mieæ wp³yw na zmiany jakoœci i iloœciwody leczniczej, mo¿emy wymieniæ nastêpuj¹ce czynni-ki niekorzystne:

– degradacjê naturalnych warunków terenu górnicze-go, w tym niszczenie roœlinnoœci i gleb;

– zmianê warunków gruntowo-wodnych w s¹siedz-twie ujêæ;

– zmniejszenie infiltracji wód opadowych w obszarzegórniczym i w jego s¹siedztwie;

– zanieczyszczenie wód opadowych i powierzchnio-wych, które infiltruj¹ do oœrodka skalnego;

– mo¿liwoœæ przedostania siê do oœrodka skalnegosubstancji pochodz¹cych z zimowego utrzymania dróg,z nieszczelnych szamb i magazynów podziemnych,szczególnie ropopochodnych;

– ska¿enie wód paliwami i substancjami zawartymiw spalinach pojazdów mechanicznych;

– zagro¿enie wynikaj¹ce z infrastruktury technicznejna terenach zabudowy;

– zagro¿enie spowodowane stosowaniem nawozówi œrodków chemicznych ochrony roœlin przez ich rozpyla-nie i zamg³awianie (pestycydów i herbicydów o wysokimstopniu toksycznoœci).

Sposób i szybkoœæ migracji zanieczyszczeñ uzale¿nio-ne s¹ od rodzaju oœrodka skalnego (porowy, szczelinowylub szczelinowo-krasowy), warunków klimatycznychi hydrologicznych oraz ukszta³towania terenu. Du¿ywp³yw na szybkoœæ migracji i zasiêg oddzia³ywania bê-dzie równie¿ mia³a tzw. retencja terenowa (gruntowa),wodoprzepuszczalnoœæ gruntów, morfologia terenu, a ta-k¿e zdolnoœæ gleb do samooczyszczania i czêœciowejneutralizacji zanieczyszczeñ.

Czêst¹ przyczyn¹ zanieczyszczenia wód leczniczych,szczególnie p³ytkiego poziomu, s¹ przecieki z nieszczel-

124


nej kanalizacji i szamb. Ska¿enia g³êbszych poziomówwodonoœnych mog¹ nastêpowaæ przez stare, niezlikwido-wane otwory wiertnicze, znajduj¹ce siê w obrêbie z³o¿awód leczniczych. W ostatnich latach zagro¿eniem mog¹byæ otwory wiertnicze wykonywane do instalacji pompciep³a, w których nie izoluje siê przewiercanych pozio-mów wodonoœnych. Otwory te nie maj¹ projektów i do-kumentacji geologicznych, mimo g³êbokoœci przekra-czaj¹cej 100 m. Nie dotycz¹ ich równie¿ przepisy Prawageologicznego i górniczego.

W przypadku stwierdzenia mo¿liwoœci zanieczyszcze-nia z³o¿a, konieczna jest likwidacja otworów, z izolacj¹wszystkich poziomów wodonoœnych w profilu geolo-gicznym. Sytuacja taka mo¿e zaistnieæ na przyk³adw uzdrowisku Iwonicz-Zdrój, gdzie znajduje siê kilka-dziesi¹t nieczynnych otworów ponaftowych, jak równie¿czêœciowo w rejonie Rymanowa-Zdroju (M. Kucharski,A. Soko³owski, 1984). W Iwoniczu-Zdroju istnieje do-datkowo mo¿liwoœæ ska¿enia z³o¿a wód leczniczych eks-

ploatowan¹ w pobliskich kopalniach rop¹ naftow¹, którastanowi groŸne, trudne do usuniêcia zanieczyszczenie.

Odwadnianie kopalñ wêgla kamiennego zlokalizowa-nych w rejonie Jastrzêbia-Zdroju spowodowa³o zanik wo-dy w otworze Moszczenica X, który zaopatrywa³ uzdrowi-sko w wodê wykorzystywan¹ w lecznictwie. W uzdrowi-sku tym zaniechano wykonywania zabiegów opartych nawodolecznictwie. Zanik wód leczniczych pod wp³ywemdzia³alnoœci górniczej odnotowano równie¿ w Jedli-nie-Zdroju.

Na wydajnoœæ Ÿróde³ wód leczniczych mog¹ wywieraæwp³yw roboty strza³owe prowadzone w kamienio³omachznajduj¹cych siê w odleg³oœci nawet kilku lub kilkunastukilometrów. Zjawisko takie obserwowano w jednymz uzdrowisk podkrakowskich, gdzie wp³yw robótstrza³owych prowadzonych w pobliskim kamienio³omiewapieni przesta³ siê uwidaczniaæ dopiero po ograniczeniuwielkoœci jednorazowego ³adunku.

10.6. Obszary i tereny górnicze z³ó¿ wód termalnych i leczniczych

Obszar górniczy okreœla przestrzeñ niezbêdn¹ dla pra-wid³owej gospodarki wodami termalnymi lub leczniczy-mi, zapewniaj¹c¹ ochronê z³o¿a tych wód, z uwzglêdnie-niem bezpieczeñstwa eksploatacji i w³aœciwej lokalizacjiurz¹dzeñ zak³adu górniczego, ochrony œrodowiska natu-ralnego, jak równie¿ uzasadnionych interesów spo³ecz-nych i gospodarczych u¿ytkowników terenów objêtychobszarem górniczym (art. 6, p. 8 i 9 Ustawy Prawo geolo-giczne i górnicze). Zasadnicza ró¿nica miêdzy obszarema terenem górniczym polega na tym, ¿e obszar górniczystanowi strefê chroni¹c¹ z³o¿e przed szkodliwymiwp³ywami, mog¹cymi pogorszyæ parametry fizyczno--chemiczne i eksploatacyjne wód termalnych lub leczni-czych, zaœ teren górniczy jest ustanawiany w celu ochro-ny œrodowiska naturalnego w s¹siedztwie zak³adu pro-wadz¹cego dzia³alnoœæ górnicz¹.

Teren górniczy wyznacza siê w celu prowadzenia nanim dzia³añ profilaktycznych, uniemo¿liwiaj¹cych lubminimalizuj¹cych wp³yw eksploatacji wód bêd¹cych ko-

palinami podstawowymi na œrodowisko, jak równie¿zwi¹zanych z usuwaniem szkodliwych skutków dzia³al-noœci górniczej.

W obrêbie terenu górniczego znajduj¹ siê ujêcia wódleczniczych, urz¹dzenia eksploatacyjne, przesy³owe i ma-gazynuj¹ce wodê oraz instalacje s³u¿¹ce do pozbywaniasiê wód pozabiegowych, w tym otwory ch³onne, je¿eli s¹projektowane.

Zgodnie z art. 16.l, p. 2 Ustawy Prawo geologicznei górnicze, nie mo¿na wnioskowaæ, a tym samym wyzna-czaæ obszaru górniczego dla wód potencjalnie leczniczych,gdy¿ z mocy prawa nie s¹ one kopalin¹ podstawow¹.Stwierdzenie ich w seriach wodonoœnych wskazuje jedy-nie na celowoœæ projektowania i prowadzenia badañ dlaudokumentowania wód leczniczych w danym miejscu.

Obszar górniczy z³o¿a wód leczniczych, szczególniew strefach wystêpowania wspó³czesnych wód infiltracyj-nych, powinien obejmowaæ znacznie wiêkszy teren, takaby w jego obrêbie znalaz³y siê strefy zasilania tego

125

Obszary i tereny górnicze z³ó¿ wód termalnych i leczniczych

z³o¿a, maj¹ce du¿e znaczenie dla jego ochrony. Wyzna-czenie obszaru zasilania wynika z dok³adnego rozpozna-nia warunków kr¹¿enia wód podziemnych, bilansu hy-drogeologicznego i czasu wymiany wód. Do wyznacze-nia obszaru górniczego mog¹ s³u¿yæ ogólne kryteria:

Ekofizjograficzne, które powinny zawieraæ szcze-gó³owe informacje o lokalizacji ujêcia wód, strukturzeu¿ytkowania terenu, zalesieniach i szacie roœlinnej. OpisrzeŸby terenu nale¿y uzupe³niæ informacjami o spad-kach terenu, rodzajach zboczy, szerokoœci dolin rzecz-nych i deniwelacjach terenu. Warunki ekofizjograficznewinny zostaæ powi¹zane z pozosta³ymi elementami œro-dowiska, z ocen¹ jego stanu oraz ocen¹ trendów zmianw œrodowisku.

Hydrologiczno-hydrograficzne, dotycz¹ce opadów,parowania terenowego oraz ich zmian w czasie i sp³ywupowierzchniowego wód pochodz¹cych z opadów. Obrazhydrograficzny powinien obejmowaæ rejestr Ÿróde³sta³ych i okresowych, wysiêków, m³ak i obszarów pod-mok³ych. Do oceny bilansu wód powinny zostaæ wyko-rzystane pomiary przep³ywów strumieni, potoków i rzekw przekrojach kontrolowanych.

Geologiczno-hydrogeologiczne, zawieraj¹ce infor-macje wyjœciowe do wyznaczenia zasiêgu strefy ochronyzasobów, takie jak mapy: hydroizohips, hydroizobat, re-jonizacji hydrogeochemicznej, przewodnictwa wodnegowarstw wodonoœnych, wodoprzepuszczalnoœci i mi¹¿szo-œci utworów s³abo przepuszczalnych, zw³aszcza przypo-wierzchniowych. Konieczne jest tak¿e rozpoznanie obie-gu wód podziemnych (systemów kr¹¿enia) w przekrojupionowym oœrodka wodonoœnego oraz jego parametrówhydraulicznych. Istotna jest równie¿ ocena czasu prze-p³ywu wód podziemnych do ujêæ wód leczniczych. Zasa-dy wyznaczania zasiêgu stref ochronnych Ÿróde³ i ujêæwód infiltracyjnych oraz najczêœciej stosowane formu³yanalityczne podane s¹ w poradniku metodycznym (T.Macioszczyk i in., 1993/1994).

Sanitarne, które obejmuj¹ rozpoznanie istniej¹cychi potencjalnych ognisk zanieczyszczeñ w strefie sp³ywuwód podziemnych do ujêcia oraz ocenê wra¿liwoœciwarstw wodonoœnych na zagro¿enia antropogenicznei geogeniczne. Dotycz¹ one jedynie wód leczniczych.Wa¿nym czynnikiem w tej analizie jest ocena zdolnoœci

samooczyszczania gleb i gruntów z substancji szkodli-wych w strefie aeracji. Du¿y wp³yw na jakoœæ wód pod-ziemnych bêdzie mia³a sieæ kanalizacyjna i ogólniegospodarka œciekowa oraz nasycenie danego obszaruurz¹dzeniami do oczyszczania œcieków wraz z ocen¹ efek-tywnoœci ich dzia³ania.

Tereny ochronne ujêæ wód leczniczych bêd¹ obo-wi¹zywaæ przez dziesi¹tki lat. Wychodz¹c z obecnejstruktury, stanu œrodowiska i jakoœci wód, konieczna jestprognoza zmian uwarunkowañ œrodowiskowych, wyni-kaj¹cych z zamierzeñ rozwojowych miejscowoœci.

Dla potrzeb miejscowych planów zagospodarowaniasporz¹dzana jest prognoza oddzia³ywania na œrodowi-sko, której podstawy formalno-prawne i merytorycznestanowi¹:

– Ustawa z dnia 27 marca 2003 r. – O planowaniu i za-gospodarowaniu przestrzennym (Dz.U. Nr 80, poz. 717,z póŸniejszymi zmianami);

– Ustawa z dnia 27 kwietnia 2001 r. – Prawo ochronyœrodowiska (Dz.U. Nr 62, poz. 627, z póŸniejszymi zmia-nami);

– Rozporz¹dzenie Ministra Œrodowiska z dnia 14 lipca2002 r. w sprawie szczególnych warunków, jakim powin-na odpowiadaæ prognoza oddzia³ywania na œrodowiskodotycz¹ca miejscowych planów zagospodarowania prze-strzennego (Dz.U. Nr 197, poz.1667).

Przedmiotem ustaleñ planu s¹: przeznaczenie terenutzw. podstawowe, które przewa¿a na danym terenie, orazprzeznaczenie dopuszczalne, inne ni¿ podstawowe, któreuzupe³nia lub wzbogaca przeznaczenie podstawowe i niejest z nim sprzeczne, oraz okreœlenie warunków zabudo-wy i zagospodarowania przestrzennego, w tym zakazy,nakazy, dopuszczenia i ograniczenia w u¿ytkowaniu tere-nów, rozumiane jako sposoby zagospodarowania tere-nów oraz ograniczeñ w ich u¿ytkowaniu, w tym zakaz za-budowy.

Ograniczenia swobody u¿ytkowania terenu w obsza-rach zasilania wód podziemnych wynikaj¹ z Ustawy Pra-wo ochrony œrodowiska, natomiast w strefie ochronnejujêcia wynikaj¹ z Ustawy z dnia 18 lipca 2001 r. – Prawowodne (Dz.U. Nr 115, poz. 1229, z póŸniejszymi zmiana-mi). Zagospodarowanie przestrzenne uzdrowisk podlegarównie¿ przepisom Ustawy z dnia 28 lipca 2005 r. – O le-

126


cznictwie uzdrowiskowym, uzdrowiskach i obszarachochrony uzdrowiskowej oraz Ustawy o gminach uzdro-wiskowych (Dz.U. Nr 167, poz. 1399). W ustawie tejwprowadzone zosta³o ograniczenie w u¿ytkowaniu tere-nu oraz standardy, jakie musi spe³niaæ gmina uzdrowi-skowa. Aktem wykonawczym do tej ustawy jest Roz-porz¹dzenie Ministra Zdrowia z dnia 10 marca 2006 r.w sprawie wzorcowego statutu uzdrowiska i wzorcowegostatutu obszaru ochrony uzdrowiskowej (Dz.U. Nr 56,poz. 396). Wprawdzie rozporz¹dzenie to dotyczy ogól-nych warunków œrodowiskowych i ich standardóww uzdrowisku, lecz przez ustanowienie 3 stref ochron-nych: A, B i C, o œciœle wyznaczonych powierzchniachi granicach, w których wymienione s¹ szczegó³owe czyn-noœci zabronione w zakresie wymagañ sanitarnych, ochro-ny jakoœci i iloœci naturalnych surowców leczniczych, eli-minacji lub znacznemu ograniczeniu podlegaj¹ ogniskazanieczyszczeñ, bêd¹ce zagro¿eniem dla zasobów wódleczniczych. Wprowadzenie minimalnego wskaŸnika tere-

nów zielonych, np. nie mniej ni¿ 75% powierzchni strefyA, praktycznie wyklucza inne u¿ytkowanie terenu.Za³¹cznikami graficznymi do statutu s¹ mapy stref ochron-nych oraz mapa obszaru i terenu górniczego.

Na obszarze i terenie górniczym z³o¿a wód leczni-czych musz¹ byæ uwzglêdnione problemy zrzutu wód,wykorzystanych w zak³adzie przyrodoleczniczym, którew sensie prawnym s¹ œciekami. Dotychczas stosowane s¹dwie podstawowe metody neutralizacji tych wód. Jednapolega na gromadzeniu wykorzystanych wód w zbiorni-ku retencyjnym, z którego po wstêpnym oczyszczeniumog¹ byæ zrzucane do cieków lub rzek zapewniaj¹cychich rozcieñczenie. Stopieñ rozcieñczenia jest okreœlonyw wymaganym dla tej czynnoœci pozwoleniu wodno-prawnym. Druga metoda zwi¹zana jest z zat³aczaniemœcieków z zak³adów przyrodoleczniczych do oœrodkaskalnego. Aby móc zat³aczaæ wody (œcieki oczyszczone)do górotworu, konieczne jest równie¿ uzyskanie pozwo-lenia wodnoprawnego.

10.7. Koncesje i pozwolenia wodnoprawne

W dokumentacji hydrogeologicznej z³o¿a wód leczni-czych znajduj¹ siê informacje, pozwalaj¹ce na opracowa-nie projektu zagospodarowania z³o¿a oraz granice strefyochronnej ujêcia lub wnioskowanego obszaru górnicze-go, który jest ustanawiany na podstawie umowy miêdzyskarbem pañstwa a przedsiêbiorc¹ zamierzaj¹cym eks-ploatowaæ wody bêd¹ce kopalin¹ podstawow¹ (J. Kapuœ-ciñski i in., 1997b; W. Ciê¿kowski i in., 2004). St¹d doustanowienia u¿ytkowania górniczego konieczne jestuzyskanie koncesji. Wniosek o udzielenie koncesji na po-bór wód leczniczych lub termalnych musi zawieraæ: de-cyzjê ministra œrodowiska o przyjêciu dokumentacji hy-drogeologicznej, projekt zagospodarowania z³o¿a, ocenêprzewidywanego oddzia³ywania poboru wód na œrodowi-sko, a tak¿e opis œrodków przedsiêbiorcy ubiegaj¹cegosiê o koncesjê, które zapewni¹ prawid³owoœæ realizacjidzia³añ okreœlonych we wniosku. Zasady sporz¹dzaniaprojektów zagospodarowania z³o¿a dla wód leczniczychzosta³y opracowane i opublikowane przez W. Ciê¿kow-

skiego i in. (2004) w poradniku metodycznym wydanymprzez Ministerstwo Œrodowiska.

Udzielenie koncesji przez organ koncesyjny wymagauzgodnieñ z organem samorz¹du terytorialnego w formiepostanowienia, wydanego na podstawie miejscowegoplanu zagospodarowania przestrzennego, zwykle przezwprowadzenie poprawek do tego planu i jego zatwierdze-nie uchwa³¹ rady gminy.

Po³o¿enie i granice projektowanego obszaru górnicze-go oraz terenu górniczego powinny zostaæ okreœlone wewniosku na wydobywanie wód termalnych i leczniczych(art. 20.l, p. 4 i art. 25.1 Ustawy Prawo geologiczne i gór-nicze). Granice obszaru i terenu górniczego wyznacza or-gan koncesyjny, czyli w przypadku wód leczniczych Mi-nister Œrodowiska (art. 16.1 ustawy) w uzgodnieniu z pre-zesem Wy¿szego Urzêdu Górniczego (art. 25.2 ustawy).

Przepisy Ustawy Prawo geologiczne i górnicze wpro-wadzaj¹ obowi¹zek uwzglêdniania w miejscowym planiezagospodarowania przestrzennego udokumentowanych

127

Koncesje i pozwolenia wodnoprawne

z³ó¿ kopalin, w tym wód leczniczych, w granicach ichprojektowanych stref ochronnych, jak równie¿ spo-rz¹dzania dla terenu górniczego projektu zagospodaro-wania z³o¿a w trybie art. 48 tej ustawy. Projekt ten powi-nien zapewniaæ integracjê wszelkich dzia³añ podejmowa-nych w granicach terenu górniczego w celu: wykonaniauprawnieñ okreœlonych w koncesji, zapewnienia bezpie-czeñstwa publicznego oraz ochrony œrodowiska, w tymobiektów budowlanych.

Zgodnie z Ustaw¹ z dnia 27 marca 2003 r. – O planowa-niu i zagospodarowaniu przestrzennym (Dz.U. Nr 80, poz.717, z póŸniejszymi zmianami), miejscowy plan zagospo-darowania przestrzennego (mpzp) jest przepisem gmin-nym i stanowi podstawê do wydania decyzji o warunkachzabudowy i zagospodarowania terenu (W. Szwajdler,1995; T. B¹kowski, 2001). W ustaleniach tego planuuwzglêdnia siê postanowienia przepisów szczególnych,w tym Ustawy Prawo geologiczne i górnicze, odnosz¹cesiê do obszaru objêtego planem i przedmiotu jego ustaleñ.W mpzp ustala siê m.in. granice i zasady wyznaczania te-renów lub obiektów podlegaj¹cych ochronie, w tym ujêæwód leczniczych, terenów górniczych i obszarów górni-czych utworzonych dla ochrony udokumentowanych z³ó¿wód leczniczych.

Do projektów miejscowych planów zagospodarowaniaprzestrzennego sporz¹dza siê prognozê (ocenê) od-dzia³ywania na œrodowisko, zgodnie z przepisami UstawyPrawo ochrony œrodowiska oraz Rozporz¹dzeniem Mini-stra Œrodowiska z dnia 14 lipca 2002 r. w sprawie szcze-gólnych warunków, jakim powinna odpowiadaæ prognozaoddzia³ywania na œrodowisko dotycz¹ca miejscowych pla-nów zagospodarowania przestrzennego (Dz.U. Nr 197,poz.1667). Celem prognozy jest okreœlenie i ocena skut-ków wp³ywu realizacji ustaleñ projektu planu na wszyst-kie elementy œrodowiska oraz przedstawienie rozwi¹zañmaj¹cych na celu zapobieganie, zmniejszenie lub kompen-sowanie szkodliwych oddzia³ywañ na œrodowisko, któremog¹ wynikaæ z realizacji ustaleñ zawartych w planie.

W obrêbie obszaru górniczego wyznaczonego dlaz³o¿a wód leczniczych mo¿na wyznaczyæ obszar górni-czy dla innej kopaliny, obszary te mog¹ siê zazêbiaæ, jakrównie¿ mo¿na utworzyæ obszar górniczy dla wód leczni-czych, obejmuj¹cy ju¿ istniej¹cy obszar wyznaczony dla

innej kopaliny (Rozporz¹dzenie Ministra Œrodowiskaz dnia 10 grudnia 2001 r. w sprawie rejestru obszarówgórniczych, Dz.U. Nr 148, poz. 1660, § l, p. 8). Przyk³ad-owo, obszar górniczy wyznaczony dla z³o¿a wód leczni-czych w Iwoniczu-Zdroju zazêbia siê czêœciowo z obsza-rem górniczym utworzonym dla z³o¿a ropy naftowej,a obszary górnicze utworzone dla z³o¿a wód leczniczychUstki lub Wieñca-Zdroju pokrywaj¹ siê czêœciowo z ob-szarami górniczymi utworzonymi dla z³ó¿ borowiny.

Na figurze 10.1 przedstawiono mapê obszaru górni-czego i terenu górniczego wyznaczonego dla z³o¿a wódleczniczych Szczawnicy. Mapa stanowi za³¹cznik do do-kumentacji hydrogeologicznej opracowanej przez I. Jó-zefko i in. (1998).

W Szczawnicy wystêpuj¹ szczawy typu HCO3–Cl–Na, J, Br, HBO2 o mineralizacji 1–26 g/dm3. Kolekto-rem wód leczniczych s¹ szczelinowe piaskowce serii ma-gurskiej. Wystêpuj¹ tu liczne cia³a andezytowe wiekuneogeñskiego, z którymi wi¹¿e siê pochodzenie dwutlen-ku wêgla. Wyp³ywy szczaw s¹ zlokalizowane na ogó³ nakontakcie piaskowców i andezytów. Wody lecznicze s¹ujmowane Ÿród³ami, otworami wiertniczymi i ujêciamigórniczymi (szyby, sztolnie). P³ytkie wystêpowanie wódpowoduje, i¿ s¹ one nara¿one na zanieczyszczenia, w tymrównie¿ bakteriologiczne.

Na terenie chronionym obszarem górniczym znalaz³ysiê du¿e fragmenty stref zasilania wód leczniczych. S¹ toprzewa¿nie wychodnie piaskowców, czêœciowo zalesione,g³ównie wykorzystywane rolniczo, jak równie¿ zabudo-wane domkami letniskowymi. Obszar górniczy chronigórne biegi potoków sp³ywaj¹cych z grzbietu Pasma Ra-dziejowej, z wyj¹tkiem ich rejonów Ÿródliskowych znaj-duj¹cych siê w obrêbie Popradzkiego Parku Krajobrazo-wego, gdzie nie wystêpuj¹ ¿adne ogniska zanieczyszczeñ.

Granice obszaru górniczego utworzonego dla z³o¿awód leczniczych Szczawnicy pokrywaj¹ siê z granicamiterenu górniczego. W obrêbie obszaru i terenu górnicze-go znalaz³y siê oczywiœcie wszystkie ujêcia wód leczni-czych. Ochron¹ objêto równie¿ znajduj¹ce siê w rejonieujêæ obszary o stwierdzonej podwy¿szonej, przekra-czaj¹cej l%, zawartoœci dwutlenku wêgla w powietrzuglebowym. Obszary te w wiêkszoœci znajduj¹ siê w cen-tralnej, najbardziej zurbanizowanej czêœci Szczawnicy.

128


Objêcie ich ochron¹ jest zasadne, gdy¿ uniemo¿liwia toprowadzenie robót ziemnych mog¹cych spowodowaæ, poprzebiciu izoluj¹cej czwartorzêdowej warstwy gliniastej,czêœciowe odgazowanie z³o¿a, zmiany dróg kr¹¿enia ga-

zu i w efekcie zmniejszenie siê iloœci CO2 w eksploatowa-nej wodzie. Ochron¹ objêto obszary wystêpowania wódleczniczych w rejonach aktywnej wymiany stwierdzonepodczas badañ terenowych, jak równie¿ rejony przypusz-

129

Koncesje i pozwolenia wodnoprawne

Fig. 10.1. Szkic obszaru górniczego i terenu górniczego z³o¿a wód leczniczych Szczawnica (wg I. Józefko, 1998)

czalnego ich wystêpowania. Jakiekolwiek zanieczysz-czenie wód na tych obszarach przeniesie siê na wody eks-ploatowane przez uzdrowisko.

Eksploatacja wód leczniczych w Szczawnicy, z uwagina ma³¹ mineralizacjê oraz niewielkie wydajnoœci ujêæ,nie stanowi zagro¿enia dla œrodowiska naturalnego,w przeciwieñstwie do wielu innych uzdrowisk, w którycheksploatuje siê wody ze znaczn¹ wydajnoœci¹ i o du¿ej

mineralizacji. Przyk³adem mo¿e byæ Konstancin, w któ-rym zu¿yte solanki s¹ odprowadzane do rzeki Jeziorki,czy Ciechocinek, gdzie du¿e iloœci solanek s¹ zrzucanedo Wis³y. Zanieczyszczenie gruntu, a zarazem wódzwyk³ych, mo¿e nast¹piæ w sytuacji nadzwyczajnej, awa-ryjnej, np. w przypadku uszkodzenia zbiornika solanki,ruroci¹gu przesy³owego czy g³owicy eksploatacyjnej ujê-cia (przy eksploatacji samoczynnej).

10.8. Zalecenia w zakresie gospodarowania, monitoringu

i ochrony wód leczniczych

W przypadku z³ó¿ wra¿liwych na zanieczyszczeniaw strukturach otwartych i pó³otwartych, dla których wy-znaczana jest strefa ochrony zasobów (zasilania) na pod-stawie obliczonego obszaru sp³ywu do ujêcia, u¿ytkow-nik wód leczniczych powinien stworzyæ system monito-ringu wód. Jest to system os³onowy ujêcia (B. Kazimier-ski, A. Sadurski, 1999).

Za gospodarkê z³o¿ow¹ jest odpowiedzialny uzdrowi-skowy zak³ad górniczy. Najwa¿niejsz¹ zasad¹ jest eks-ploatacja ujêcia z wydajnoœci¹ nieprzekraczaj¹c¹ za-twierdzonych zasobów oraz przy zachowaniu sposobuu¿ytkowania terenu górniczego, który zabezpiecza strefêzasilania przed infiltracj¹ lub migracj¹ zanieczyszczeñz powierzchni. Eksploatacja powinna byæ prowadzonazarazem w ten sposób, aby zwierciad³o dynamiczne wo-dy w ujêciach wierconych nie obni¿a³o siê poni¿ej pozio-mu okreœlonego w decyzji zatwierdzaj¹cej zasoby.

W ostatnich latach coraz powszechniejsze staje siêzat³aczanie zu¿ytej wody leczniczej z powrotem do góro-tworu, najczêœciej do tego samego poziomu, z któregowoda jest eksploatowana. Na ogó³ wykonuje siê to przyg³êbokim zaleganiu poziomu wodonoœnego i przy jegope³nej izolacji. Do obowi¹zków zak³adu górniczego nale-¿y m.in. kontrolowanie stanu czystoœci zat³aczanej wody(zw³aszcza pod wzglêdem bakteriologicznym) w celuunikniêcia zanieczyszczenia z³o¿a. Uzdrowiskowy za-k³ad górniczy jest zobowi¹zany do prowadzenia monito-ringu, którego celem jest uchwycenie wszelkich nie-

po¿¹danych objawów eksploatacyjnych, jak równie¿ za-obserwowanie d³ugoletnich tendencji zmian.

W nowych i nowelizowanych ustawach, np. O ochro-nie przyrody z dnia 16 kwietnia 2004 r. (Dz.U. Nr 62, poz.627, z póŸniejszymi zmianami), Prawo geologiczne i gór-nicze oraz w przepisach wykonawczych do ustaw przewi-dziano obowi¹zek organizacji systemów monitoringuwód podziemnych dla podejmowanych przedsiêwziêæ(vide B. Kazimierski, tom I, rozdz. 14).

Do monitoringu operacyjnego – os³onowego nale¿¹równie¿ systemy obserwacyjne w s¹siedztwie ujêæ wódleczniczych w uzdrowiskach. Powinny one spe³niaæ nietylko funkcje kontrolne terenu górniczego w zakresieumo¿liwiaj¹cym ocenê oddzia³ywania w³asnych ujêæ naœrodowisko, lecz równie¿ funkcjê systemu ostrzeganiao zbli¿aj¹cym siê do eksploatowanych ujêæ zagro¿eniu,na przyk³ad przed frontem wód zanieczyszczonych lubwód o zmienionym chemizmie. Ponadto wyniki monito-ringu informuj¹ o bie¿¹cych zmianach zasobów wódw obszarze górniczym. Monitoring powinien byæ prowa-dzony zgodnie z programem badañ stacjonarnych, za-twierdzonym przez urz¹d sprawuj¹cy nadzór nad jed-nostk¹ prowadz¹c¹ eksploatacjê wód leczniczych. Bada-nia obejmuj¹ pomiary i oznaczenia hydrodynamiczne i fi-zykochemiczne prowadzone bezpoœrednio w ujêciach,jak równie¿ pomiary hydrologiczno-meteorologiczne.

W przypadku zasobów wód podziemnych punktamidostarczaj¹cymi informacje dotycz¹ce jakoœci wód do-

130


p³ywaj¹cych do ujêcia s¹ piezometry (otwory obserwa-cyjne), z których pobierane s¹ w sta³ych przedzia³achczasowych próbki wody do analiz chemicznych i bakte-riologicznych, lub automatyczne mierniki o ci¹g³ymdzia³aniu. Zakres wskazañ automatycznych miernikówjakoœci wody jest jednak ograniczony do kilku wybra-nych wskaŸników.

W zale¿noœci od rodzaju oœrodka wodonoœnego (poro-wy, szczelinowy lub szczelinowo-krasowy) stosuje siêró¿n¹ czêstotliwoœæ poboru próbek wody do oznaczeñsk³adu chemicznego i cech fizycznych, a tak¿e ró¿n¹ czê-stotliwoœæ pomiaru stanów wody w studniach obserwa-cyjnych, Ÿród³ach lub piezometrach. Oœrodki szczelino-we i szczelinowo-porowe charakteryzuj¹ siê mniejsz¹inercj¹ i czêstotliwoœæ pomiarów musi byæ znacznie wiê-ksza, ni¿ w przypadku ujêæ eksploatuj¹cych oœrodki po-rowe. Praktycznie dla ka¿dego z³o¿a wód leczniczych

czêstotliwoœæ pomiarów oraz liczba i rozmieszczenie sie-ci obserwacyjnej powinny byæ projektowane oddzielnie,z uwzglêdnieniem specyficznych cech oœrodka skalnegoi systemów kr¹¿enia wód podziemnych (ogólne zasadypodano w tabeli 10.1). Przedstawiony zakres badañ sta-cjonarnych jest zalecany i mo¿liwy do zrealizowaniaw uzdrowiskach i miejscowoœciach dysponuj¹cych s³u¿-b¹ geologiczn¹ (hydrogeologiczn¹).

Zakres badañ powinien byæ dostosowany do typu i wa-runków wystêpowania wód leczniczych, a tak¿e mo¿li-woœci technicznych. Ogólne wymagania dotycz¹ce badañstacjonarnych s¹ podane w normie PN-Z-11002 z 1997 r.

Warunki hydrogeologiczne ujêæ mog¹ ulegaæ zmianiepod wp³ywem czynników, na które organ zawiaduj¹cywodami leczniczymi nie ma wp³ywu. W skrajnych przy-padkach czynniki te mog¹ doprowadziæ do ca³kowitegozniszczenia z³o¿a wód leczniczych. Przyk³adem mo¿e

131

Zalecenia w zakresie gospodarowania, monitoringu i ochrony wód leczniczych

Pomiar/oznaczenieStruktura hydrogeologiczna

otwarta pó³otwarta pó³zakryta zakryta

Wydajnoœæ ujêcia codziennie codziennie codziennie codziennie

Zwierciad³o statyczne* codziennie co miesi¹c co kwarta³ co kwarta³

Zwierciad³o dynamiczne codziennie codziennie codziennie codziennie

Wydajnoœæ Ÿród³a codziennie codziennie codziennie co kwarta³

Jony wskaŸnikowe, np. Cr, HCO** codziennie codziennie codziennie codziennie

Analiza kontrolna wody co kwarta³ co 6 miesiêcy co 6 miesiêcy co rok

Analiza pe³na wody co 3 lata co 5 lat co 5 lat co 10 lat

Zawartoœæ gazu w wodzie** codziennie codziennie co tydzieñ co tydzieñ

Zwierciad³o wody w piezometrach codziennie codziennie co tydzieñ co tydzieñ

Temperatura wody** codziennie codziennie codziennie codziennie

Temperatura otoczenia codziennie codziennie codziennie codziennie

Opady atmosferyczne codziennie codziennie codziennie codziennie

Odczyt wodowskazu*** codziennie codziennie codziennie –

Wiatry (kierunek i prêdoœæ)**** codziennie codziennie – –

* w przypadku wyp³ywu samoczynnego pomiar ciœnienia z³o¿owego (nie dotyczy Ÿróde³),** tylko w okresach eksploatacji ujêcia,

*** jeœli istnieje koniecznoœæ,**** tylko w miejscowoœciach nadmorskich.

Tabela 10.1

Czêstotliwoœæ pomiarów i oznaczeñ stacjonarnych

byæ Opolno-Zdrój, uzdrowisko wykorzystuj¹ce Ÿród³awód witriolowych (jedyne w Polsce) i wysokowarto-œciow¹ borowinê, zniszczone przez kopalniê wêgla bru-natnego Turów, a tak¿e Jastrzêbie-Zdrój eksploatuj¹cesolankê jodobromow¹, silnie radoczynn¹, która zaniknê³aw wyniku odwodnienia terenu przez pobliskie kopalniewêgla kamiennego.

Na stan ujêæ mog¹ wywieraæ wp³yw prowadzone na-wet w znacznej odleg³oœci roboty budowlane. Przyk³ado-wo, w Rymanowie-Zdroju przebudowano most drogowyna potoku Tabor w odleg³oœci oko³o 300 m od Ÿróde³: Ty-

tus, Klaudia i Celestyna. Filar mostu usytuowany skoœniedo nurtu potoku spowodowa³ podniesienie siê poziomuzwyk³ych wód gruntowych i w efekcie obni¿enie minera-lizacji wody ze Ÿróde³. Przywrócenie stanu pierwotnegowymaga³o skomplikowanych prac in¿ynierskich.

W rejonach wystêpowania wód zgazowanych, szcze-gólnie szczaw, nale¿y zwracaæ uwagê na wszelkiego ro-dzaju roboty ziemne mog¹ce powodowaæ odgazowaniez³o¿a. Wielce dyskusyjny wydaje siê projekt ogrzewaniaKrynicy wodami termalnymi ujêtymi otworami zlokali-zowanymi w uzdrowisku.

10.9. Dzia³ania in¿ynierskie dotycz¹ce ochrony zasobów

Zabezpieczeniem nieg³êbokich ujêæ wód leczniczychi mineralnych mo¿e byæ budowa bariery ochronnej stu-dzien, które s³u¿¹ do zbierania zanieczyszczonych wódpodziemnych z warstw wodonoœnych. Mo¿e ona zawieraæstudnie ch³onne, które poprzez zmianê rozk³adu ciœnieñw oœrodku wodonoœnym mog¹ powstrzymywaæ migracjêzanieczyszczeñ do ujêæ. W praktyce in¿ynierskiej rzadkostosowane s¹ studnie ch³onne z uwagi na konieczn¹ nad-wy¿kê wody potrzebn¹ do zat³aczania oraz wstêpne przy-gotowanie wód (odgazowanie i pozbawienie zawiesin).Czas pracy studzien drena¿owych lub ch³onnych w barie-rze jest zazwyczaj krótki, wskutek postêpuj¹cej kolmatacjifiltrów i koniecznoœci ich czyszczenia lub wymiany. Ba-riery ochronne s¹ rozwi¹zaniami kosztownymi i nie s¹ za-

zwyczaj stosowane do ochrony ujêæ wód leczniczych.Sporadycznie równie¿, z uwagi na wysokie koszty budo-wy, stosowane s¹ ekrany szczelne lub œcianki szczelne.Konstrukcje te mog¹ byæ budowane z brusów Larsena lubwykonywane w postaci przepony i³owej zabezpieczaj¹cejujêcie przed zanieczyszczonymi wodami.

Najbardziej uzasadnionym rozwi¹zaniem technicz-nym w przypadku ochrony ujêcia wód leczniczych przedpotencjalnym zagro¿eniem mo¿e byæ ograniczenie wy-dajnoœci studzien lub czasowe, nawet kilkuletnie, wy-³¹czenie ujêcia. Naturalne samooczyszczenie oœrodkaskalnego, rozcieñczenie lub wymycie substancji zanie-czyszczaj¹cych z warstwy wodonoœnej jest rozwi¹za-niem najtañszym i czêsto najbardziej skutecznym.

132


Literatura

ADAMOWICZ A. F., 1851 – O wodach mineralnych w gub.Kowieñskiej. Pam. Tow. Lek. Warsz. Ser. W, 2: 75–84.

AELURIUS M. G., 1625 – Glaciographie oder Glazische Chro-nica. Lipsk.

AGOPSOWICZ T., PAZDRO Z., 1964 – Zasolenie wód kredo-wych na Ni¿u Polskim. Zesz. Nauk. PGd, Bud. Wod., 49:99–101.

ALEXANDROWICZ S. W., KLECZKOWSKI A. S., 1970 – Leprofil stratigraphique et les eaux minérale du forage de Kê-dzierzyn. Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Géol. Géogr., 18, 4:199–207.

AREÑ B., 1965 – Wyniki wiercenia Warszawa IG-1. Prz. Geol.,13, 9: 369–373.

BARBACKI A. P., 2004a – Zbiorniki paleozoiczne obszaru kra-kowsko-kieleckiego – mo¿liwoœci wykorzystania energiigeotermalnej. Prz. Geol., 52, 3: 243–252.

BARBACKI A. P., 2004b – Zbiorniki wód geotermalnych niec-ki miechowskiej i œrodkowej czêœci zapadliska przedkarpac-kiego. Stud., Rozpr., Monogr., 125. IGSMiE, PAN. Kraków.

BARBACKI A., BUJAKOWSKI W., CHOWANIEC J.,D£UGOSZ P., DROZDOWSKI B., GRACZYK S., KÊPIÑ-SKA B., NAGEL J., NAGY S., NEY R., WARTAK W.,WIECZOREK J., WITCZAK S., 1998 – Dokumentacja hy-drogeologiczna zasobów eksploatacyjnych wód termalnychz utworów eocenu i triasu ujêtych otworami Bañska PGP-1i Bia³y Dunajec PGP-2. CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

BARBACKI A., BUJAKOWSKI W., PAJ¥K L., 2006 – Atlaszbiorników geotermalnych Ma³opolski. Kraków.

B¥KOWSKI T., 2001 – Decyzja o warunkach zabudów i zago-spodarowania terenu. Wyd. Prawnicze. Warszawa.

BERG G., 1926 – Blatt Flinsberg Strickerheuser 1:25 000.Berlin.

BIRKENMAJER K., 1986 – Zarys ewolucji geologicznej pie-niñskiego pasa ska³kowego. Prz. Geol., 34, 6: 293–304.

BIRKENMAJER K., PECSKAY Z., GRABOWSKI J., LO-RENC M. W., ZAGO¯D¯ON P. P., 2002 – Radiometric da-ting of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland, II.K–Ar and palaeomagnetic data from Neogene basanites nearL¹dek Zdrój, Sudetes Mts. Ann. Soc. Geol. Pol., 72, 2:119–129.

BOJARSKA J., BOJARSKI L., 1968 – Jurajskie solanki termal-ne Polski pó³nocnej i zachodniej. Kwart. Geol., 12, 3:578–588.

BOJARSKI L., 1978 – Solanki paleozoiku i mezozoiku w syne-klizie peryba³tyckiej. Pr. Inst. Geol., 88.

BOJARSKI L. red., 1996 – Atlas hydrochemiczny i hydrodyna-miczny paleozoiku i mezozoiku oraz ascenzyjnego zasoleniawód podziemnych na Ni¿u Polskim, 1:1 000 0000. Pañstw.Inst. Geol. Warszawa.

BOJARSKI L., PAZDRO J., SOBOL K., 1977 – Anomalne ciœ-nienia z³o¿owe na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 25, 6: 312–316.

BOJARSKI L., SADURSKI A., 2000 – Wody podziemneg³êbokich systemów kr¹¿enia na Ni¿u Polskim. Prz. Geol.,48, 7: 587–595.

BOJARSKI L., SOKO£OWSKI A., 1994 – Zagro¿enie ascen-zyjnym zasoleniem wód zwyk³ych w utworach kredy dolnejniecki ³ódzkiej. Prz. Geol., 42, 6: 469–464.

BRUSZEWSKA B., 2000 – Warunki geotermiczne DolnegoŒl¹ska. Prz. Geol., 48, 7: 639–643.

BUBNOFF S. v., 1924 – Die Tektonik am Nordostrande desNiederschlesischen Kohlenbeckens und ihr Zusammenhangmit den Kohlensäureausbrüchen in den Flötzen. Z. Berg-,Hütt.- u. Salinenw., 72: 106–138.

BUBNOFF S. v., 1926 – Der geologische Bau und die Kohlen-säureausbrüche der Rubengrube bei Neurode (Niederschle-sien). Z. Berg-, Hütt.- u. Salinenw., 74: 75–95.

BUJAKOWSKI W., 2000 – The first in Poland reconstruction ofdeep well Mszczonów IG 1 to heating targets. World Geo-thermal Congress, Japan. Abstracts, 196.

BUJAKOWSKI W. red., 2003 – Termiczna charakterystyka góro-tworu w rejonie wysadów solnych. IGSMiE, PAN. Kraków.

BU£A Z., ¯ABA J., 2005 – Pozycja tektoniczna Górnoœl¹skie-go Zag³êbia Wêglowego na tle prekambryjskiego i dolnopa-leozoicznego pod³o¿a. W: Geologia i zagadnienia ochronyœrodowiska w regionie górnoœl¹skim. Przew. 76 Zjazdu Pol.Tow. Geol.: 14–43.

BURZYÑSKI K., KOZERSKI B., SADURSKI A., 1999 – Pro-cesy ingresji i ascenzji wód na polskim wybrze¿u ba³tyckim.Biul. Pañstw. Inst. Geol., 388: 35–48.

CARLÉ W., 1975 – Die Mineral- und Thermalwässer vonMitteleuropa. Geologie, Chemismus, Genese. Stuttgart.

CHOWANIEC J., 1989 – Hydrogeologiczne warunki zasilaniai przep³ywu wód podziemnych w utworach trzeciorzêdo-wych Podhala miêdzy Zakopanem a Bia³ym Dunajcem.CAG Pañstw. Inst. Geol. Kraków.

CHOWANIEC J., 1998–1999 – Wody podziemne polskich Kar-pat fliszowych. Folia Geogr. Ser. Geogr.-Phys., 29–30:113–133.

CHOWANIEC J., 1999 – Nowe ujêcie wód mineralnychw po³udniowej czêœci Krakowa. W: Wspó³czesne problemyhydrogeologii (red. S. Krajewski, A. Sadurski). 9: 389–393.Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

CHOWANIEC J., 2003 – Wody podziemne niecki podhalañ-skiej. W: Wspó³czesne problemy hydrogeologii. 11, 1:45–53. PGdañ. Gdañsk.

CHOWANIEC J., 2004 – Wody podziemne wschodniej czêœciKarpat i zapadliska przedkarpackiego oraz ich ochrona.Przew. 75 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 79–91.

133

Literatura

CHOWANIEC J., D£UGOSZ P., DROZDOWSKI B., NAGYS., POPRAWA D., WITCZAK S., WITEK K., 1997a – Do-kumentacja hydrogeologiczna zasobów wód termalnychniecki podhalañskiej. CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

CHOWANIEC J., MA£ECKA D., POPRAWA D., 1997b –Wycieczka B–1. Przew 68 Zjazdu Pol. Tow. Geol.:141–164.

CIÊ¯KOWSKI W., 1983 – Jednostka hydrogeologiczna szczawGór Izerskich. Kwart. Geol., 27, 3: 595–604.

CIÊ¯KOWSKI W., 2003 – Szczawy i wody radonowe blokukarkonosko-izerskiego. W: Sudety zachodnie od wendu doczwartorzêdu (red. W. Ciê¿kowski, J. Wojewoda, A. ¯elaŸ-niewicz): 225–236. WIND. Wroc³aw.

CIÊ¯KOWSKI W., GROENING M., LEŒNIAK P. M., WEISES. M., ZUBER A., 1992 – Origin and age of thermal watersin Cieplice Spa, Sudeten, Poland, inferred from isotope,chemical and noble gas data. Jour. Hydrol., 140: 89–117.

CIÊ¯KOWSKI W., JACKOWICZ-KORCZYÑSKI J.,KIE£CZAWA B., 2004 – Sporz¹dzanie projektów zagospo-darowania z³o¿a dla wód leczniczych. Min. Œrodow. Oficy-na Wyd. Sudety. Wroc³aw.

CIÊ¯KOWSKI W., JÓZEFKO I., SCHMALZ A., WITCZAKS., 1999 – Dokumentacja hydrogeologiczna ustalaj¹ca zaso-by eksploatacyjne wód leczniczych i dwutlenku wêgla (jakokopaliny towarzysz¹cej) ze z³o¿a w uzdrowisku Krynicaoraz ustalaj¹ca zasoby dyspozycyjne wód podziemnych(zwyk³ych oraz leczniczych i o w³aœciwoœciach leczni-czych) w zlewni Kryniczanki. Arch. UZG. Krynica.

CIÊ¯KOWSKI W., PORWISZ B., ZUBER A., 2003 – Genezai wiek wód siarczkowych Horyñca Zdroju i Latoszyna. W:Wspó³czesne problemy hydrogeologii (red. B. Kozerski, B.Jaworska-Szulc), 11, 2: 95–102. PGdañ. Gdañsk.

CIÊ¯KOWSKI W., SZARSZEWSKA Z., 1978 – O zjawiskumieszania siê wód leczniczych z wodami ich otoczenia naprzyk³adzie uzdrowisk sudeckich. Probl. Uzdr., 6: 167–173.

CIÊ¯KOWSKI W., SZTUK T., 1985 – Wody termalne kopalniTurów. W: Stan rozpoznania i perspektywy wykorzystaniawód termalnych. Mater. Symp. Kraków 24–25 paŸdziernika1985: 10–17.

CIÊ¯KOWSKI W. i in., 1993 – Butelkowane wody mineralnePolski. Izba Gospodarcza „Uzdrowiska Polskie”, HydrogeoLtd. Wroc³aw.

CIÊ¯KOWSKI W. i in. red., 2002 – Wystêpowanie, dokumento-wanie i eksploatacja endogenicznego dwutlenku wêgla w Pol-sce. Poradnik metodyczny. Wroc. Tow. Nauk. Wroc³aw.

CISEK J., RAJCHEL L., 2002 – Wody mineralne Tylicza.�ród³o, 5, 2: 46–49. Krajowa Izba Gospodarcza „Przemys³Rozlewniczy”. Warszawa.

CISEK J., WOJEWODA Z., 2002 – Rola wód mineralnychw ekorozwoju regionu krynicko-popradzkiego. �ród³o, 5, 2:7–23. Krajowa Izba Gospodarcza „Przemys³ Rozlewniczy”.Warszawa.

CYMERMAN Z., 2004 – Tectonic map of the Sudetes and theFore-Sudetic block, 1:200 000. Pañstw. Inst. Geol. Warsza-wa.

CZABAJ W., KLICH J., 2005 – Badanie zwi¹zku eksploatacjii likwidacji wa³brzyskich kopalñ wêgla kamiennego z mine-ralizacj¹ wód leczniczych Szczawna Zdroju. Prz. Geol., 53,3: 230–236.

CZERSKI M., WOJTKOWIAK A., 1992 – Szczawy termalnew Grabinie. W: Problemy hydrogeologii po³udniowo-z-achodniej Polski: 21–28. Wyd. Sudety. Wroc³aw.

DADAK Z., 1973 – Ciep³e wody podziemne w utworach kredo-wych okolic £odzi. Kwart. Geol., 17, 1: 84–91.

DADLEZ R., 1972 – Kamieñ Pomorski IG 1. Prof. G³êb. Otw.Wiert. Inst. Geol., z. 1.

DADLEZ R. red., 1998 – Mapa tektoniczna kompleksu cechszty-ñsko-mezozoicznego na Ni¿u Polskim, 1:500 000. Pañstw.Inst. Geol. Warszawa.

DATHE E., 1892 – Geologische Beschreibung der Umgebungvon Salzbrunn. Abh. Preuss. Landesanst. N. F., 13.

DATHE E., 1905 – Über die Entdeckung des Centnerbrunnensbei Neurode als Mineralquelle durch Prof. Dr Frech in Bre-slau. Zur Frage des Centnerbrunnens bei Neurode. Z. Dtsch.Geol. Ges., 57: 195–199, 556.

DEECKE W., 1898 – Die Solquellen Pommerns. Mitt. Natur-wiss. Ver. Neuvorpomm. Jg., 30: 43–119.

DEMBOWSKA J. red., 1975 – Wolin IG 1. Prof. G³êb. Otw.Wiert. Inst. Geol., z. 32.

DEMBOWSKA J., MAREK S. red., 1988 – Mszczonów IG 1,Mszczonów IG 2, Nadarzyn IG 1. Prof. G³êb. Otw. Wiert.Pañstw. Inst. Geol., z. 65.

DEMBOWSKA J., MAREK S. red., 1990 – Ko³o IG 3, Ko³o IG4, Poddêbice IG 1. Prof. G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst.Geol., z. 69.

DENSO G., 1748 – Zweite Anzeige von Pommerschen geogrä-benen Seltenheiten. Szczecin.

DEUTSCHES BÄDERBUCH, 1907 – Berlin.D£UGOSZ P., NAGY S., 1995 – Determination of hydrodyna-

mic parameters of Podhale geothermal reservoir. Bull. Pol.Acad. Sci., Earth Sci., 43, 4: 225–242.

D’OBYRN K., GRABCZAK J., ZUBER A., 1997 – Mapysk³adów izotopowych infiltracji holoceñskiej na obszarzePolski. W: Wspó³czesne problemy hydrogeologii, 8:331–333. Wyd. WIND. Poznañ.

DOMINIKIEWICZ M., 1951 – Wody mineralne Polski. PZWL.Warszawa.

DOWGIA££O J., 1965 – Solanki Pomorza Zachodniego. Szczec.Tow. Nauk., Wydz. Nauk. Mat. Techn., 4, 2. Szczecin.

DOWGIA££O J., 1969a – Wystêpowanie wód leczniczychw Polsce. W: Geologia surowców balneologicznych (red. J.Dowgia³³o, A. Karski, L. Potocki): 143–211. Wyd. Geol.Warszawa.

134

Literatura

DOWGIA££O J., 1969b – Niektóre problemy genezy wód zmi-neralizowanych w utworach mezozoicznych Kujaw. Przew.41 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 143–151.

DOWGIA££O J., 1971 – Studium genezy wód zmineralizowa-nych w utworach mezozoicznych Polski pó³nocnej. Biul.Geol. Wydz. Geol. UW, 13: 133–224.

DOWGIA££O J., 1972 – Wystêpowanie i perspektywy dalsze-go wykorzystania wód termalnych w Polsce. Balneol. Pol.,17: 193–199.

DOWGIA££O J., 1973 – Wyniki badañ sk³adu izotopowegow wodach podziemnych Polski po³udniowej. Biul. Inst.Geol., 227: 319–334.

DOWGIA££O J. red., 1974 – Mapa wód mineralnych Polski,1:500 000. PAN. Warszawa.

DOWGIA££O J., 1976 – Wody termalne Sudetów. Acta Geol.Pol., 26, 4: 617–640.

DOWGIA££O J., 1978 – Pochodzenie dwutlenku wêglaw szczawach Karpat i Sudetów na obszarze Polski. Biul.Inst. Geol., 312: 191–217.

DOWGIA££O J., 1980 – Poligenetyczny model karpackichwód chlorkowych i niektóre jego konsekwencje. W:Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej:275–290. Wyd. Geol. Warszawa.

DOWGIA££O J., 1987 – A supposed geothermal anomaly inthe Duszniki–Kudowa area (Polish Western Sudetes). Bull.Pol. Acad. Sci., Earth Sci., 35, 4: 323–333.

DOWGIA££O J., 1988 – Geneza wód chlorkowych Ni¿u Pol-skiego. IV Ogólnopol. Symp. Aktualne problemy hydrogeo-logii, cz. 2: 1–10. Gdañsk.

DOWGIA££O J., 1994 – The hydrogeothermal potential of Po-land. W: Hydrogeothermics (red. J. Risler, Simmers), 15.IAH, International Contributions to Hydrogeology.

DOWGIA££O J., 1999 – Wody mineralne, lecznicze i termalne– propozycja rewizji terminologii i uproszczenia klasyfika-cji. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 388: 49–59.

DOWGIA££O J., 2000 – Thermal water prospecting results atJelenia Góra–Cieplice (Sudetes, Poland) versus geothermo-metric forecasts. Environ. Geol., 35, 5: 433–436.

DOWGIA££O J., 2001 – Sudecki region geotermiczny (SRG) –okreœlenie, podzia³, perspektywy poszukiwawcze. W:Wspó³czesneproblemyhydrogeologii,10,1:301–308.Wroc³aw.

DOWGIA££O J., 2002a – The Sudetic geothermal region of Po-land. Geothermics, 31: 343–359.

DOWGIA££O J., 2002b – Uwagi o aktualnych przepisachprawnych dotycz¹cych wód leczniczych (artyku³ dyskusyj-ny). Prz. Geol., 46, 7: 592–593.

DOWGIA££O J., FISTEK J., 1995 – The Jelenia Góra geother-mal system. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci., 43, 4: 243–252.

DOWGIA££O J., FISTEK J., 2003 – New findings in theWa³brzych–K³odzko geothermal subregion (Sudetes, Po-land). Geothermics, 32: 689–699.

DOWGIA££O J., FISTEK J., MIERZEJEWSKI M., 1989 – Po-chodzenie i kr¹¿enie wód termalnych w Kotlinie Jeleniogór-skiej w œwietle nowych badañ strukturalnych i hydrogeoche-micznych. Pr. Nauk. Inst. Geotech. PWr., 58, Konferencje,29: 351–359.

DOWGIA££O J., KARSKI A., POTOCKI L., 1969 – Geologiasurowców balneologicznych. Wyd. Geol. Warszawa.

DOWGIA££O J., MARSZA£EK H., POPRAWSKI L.,SKRZYPCZYK L., STAÑCZYK A., 1998 – Zasady klasy-fikacji hydrochemicznej wód podziemnych (ekspertyzaprawna i hydrogeologiczna) (red. L. Poprawski) (niepubli-kowane). Arch. MOŒZNiL. Warszawa.

DOWGIA££O J., NOWICKI Z., 1999 – Ocena „wieku” wódpodziemnych na podstawie wybranych metod izotopowych.Biul. Pañstw. Inst. Geol., 388: 61–78.

DOWGIA££O J., PACZYÑSKI B., 2002 – Podzia³ regionalnywód leczniczych Polski. W: Ocena zasobów dyspozycyj-nych wód potencjalnie leczniczych. Poradnik metodyczny(red. B. Paczyñski): 16–24. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

DOWGIA££O J., PAZDRO Z., S£AWIÑSKI A., 1963 – TheBore-hole „Ciechocinek-18” a new source of thermal water.Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sci. Géol. Géogr., 16, 2: 103–109.

DOWGIA££O J., S£AWIÑSKI A., 1978 – Remarks on the ori-gin of saline groundwaters at Rabka (West Carpathians). In-tern. Symp. Hydrogeochemistry of Mineralized Waters,Cieplice Spa, Poland, 31-st May – 3-rd June1978. Sympo-sium papers: 141–149.

DRAGUNOWICZ T., 2005 – Zanikaj¹ce rozlewnie w uzdrowi-skach Kotliny Jeleniogórskiej. �ród³o, 14, 1: 21–23. Krajo-wa Izba Gospodarcza „Przemys³ Rozlewniczy”. Warszawa.

DULSKI K., PIECUCH A., 1994 – Dokumentacja hydrogeolo-giczna zasobów wód podziemnych dla celów leczniczychw Wysowej. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

DUMICZ M., 1964 – Budowa krystaliniku Gór Bystrzyckich.Geol. Sudetica, 1: 169–204.

DYNOWSKA I., MACIEJEWSKI M. red., 1991 – Dorzeczegórnej Wis³y, 1. PWN. Warszawa, Kraków.

DYREKTYWA Rady 80/777/EEC z dnia 15 lipca 1980 r. do-tycz¹ca przybli¿enia przepisów pañstw cz³onkowskich UniiEuropejskiej w zakresie wydobycia i wprowadzania do ob-rotu naturalnych wód mineralnych.

ERASMUS-ROGÓ¯ D., 2005 – Kropla wewnêtrznej si³y z Be-skidu S¹deckiego. Wywiad z Dorot¹ Erasmus-Rogó¿, Dyr.Generalnym ds. Wody w Multivicie. �ród³o, 15, 2: 12–13.

FISTEK J., 1966 – Dokumentacja hydrogeologiczna wód lecz-niczych Polanicy Zdroju. PP „Obs³uga Techniczna Uzdro-wisk”. Warszawa.

FISTEK J., 1967 – Wody mineralne Œwieradowa Zdroju. Przew.40 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 76–77.

FISTEK J., 1970 – Aneks do Dokumentacji hydrogeologicznejwód leczniczych Polanicy Zdroju. PP „Obs³uga TechnicznaUzdrowisk”. Warszawa.

135

Literatura

FISTEK J., 1971 – Kilka uwag o wystêpowaniu i genezie szczawKotliny K³odzkiej. Prz. Geol., 19, 4: 191–193.

FISTEK J., 1973 – Dokumentacja hydrogeologiczna wód lecz-niczych Czerniawy Zdroju. PP „Obs³uga TechnicznaUzdrowisk”. Warszawa.

FISTEK J., 1974 – Dokumentacja hydrogeologiczna ujêciaszczawy w Szczawinie z utworów prekambryjskich. BP„Balneoprojekt”. Warszawa.

FISTEK J., 1975a – Dokumentacja hydrogeologiczna zasobówwód podziemnych ujêtych odwiertem nr 6 „Pieniawa Józe-fa” w Polanicy Zdroju. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

FISTEK J., 1975b – Stare Rochowice ko³o Bolkowa – Wodylecznicze. Przew. 47 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 285–288; Sta-ry Wielis³aw Dolny. Nowe dane o warunkach wystêpowaniaszczaw. Przew. jw: 260–261; Wody lecznicze PolanicyZdroju. Przew. jw: 276–278; Wody lecznicze Dusznik Zdro-ju. Przew. jw: 274–276.

FISTEK J., 1977 – Szczawy Kotliny K³odzkiej i Gór Bystrzyc-kich. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 22: 61–115.

FISTEK J., 1983a – Aktualny stan rozpoznania wód leczniczychSudetów. W: Wspó³czesne problemy hydrogeologii regio-nalnej: 371–381. Wroc³aw.

FISTEK J., 1983b – Dokumentacja hydrogeologiczna zasobówwód podziemnych ujêtych odwiertem nr 4 w Starym Wie-lis³awiu. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

FISTEK J., 1987 – Jedlina Zdrój. Wody zmineralizowane typuszczaw. Mo¿liwoœæ wznowienia dzia³alnoœci wodoleczni-czej w Jedlinie Zdroju. Przew. 58 Zjazdu Pol. Tow. Geol.:236–237.

FISTEK J., 1989 – Rola uskoku Pstr¹¿na–Gorzanów w kszta³to-waniu warunków hydrogeologicznych SW obrze¿enia syn-klinorium œródsudeckiego. Pr. Nauk. Inst. Geotech. PWr.,58, Konferencje, 29: 361–368.

FISTEK J., 1995 – Warunki hydrogeologiczne wód leczniczychPrzerzeczyna Zdroju. Przew. 66 Zjazdu Pol. Tow. Geol.,Rocz. Pol. Tow. Geol., wyd. spec.: 226–271.

FISTEK J., DOWGIA££O J., 2003 – Wody termalne CieplicŒl¹skich w œwietle badañ geologiczno-poszukiwawczychwykonanych w latach 1969–73 i 1997–98. W: Sudety za-chodnie od wendu do czwartorzêdu (red. W. Ciê¿kowski, J.Wojewoda, A. ¯elaŸniewicz): 207–224. Wyd. WIND.Wroc³aw.

FISTEK J., DOWGIA££O J., BOROWIEC A., 1987a – Kudo-wa Zdrój. Wody lecznicze na tle struktury synkliny Kudo-wy. Nowy punkt wystêpowania wody termalnej w Sudetach.Przew. 58 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 251–254.

FISTEK J., FISTEK A., 2000 – Dokumentacja hydrogeologicz-na zasobów eksploatacyjnych wód leczniczych (szczaw)z utworów trzeciorzêdowych p³aszczowiny magurskiej ujê-tych otworami P-7, P-8, P-9 i P-11 w Piwnicznej Zdroju.CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

FISTEK J., FISTEK A., 2002 – Geotermia Dolnego Œl¹ska – za-soby, wykorzystanie, koszty inwestycyjne. W: Wykorzysta-

nie odnawialnych Ÿróde³ energii na przyk³adzie DolnegoŒl¹ska: 41–49. PKE. Wroc³aw.

FISTEK J., FISTEK A., RIPPEL J., 1996 – Problematyka poszu-kiwañ nowych wyst¹pieñ wód termalnych na obszarze wo-jewództwa wa³brzyskiego. Górn. Odkr., 6: 85–102.

FISTEK J., GIERWIELANIEC J., 1982 – Problematyka hydro-geologiczna zapadliska Kudowy. W: Wspó³czesne proble-my hydrogeologii regionalnej, L¹dek Zdrój: 240–262.UWroc. Wroc³aw.

FISTEK J., KOWALSKI S., MROCZKOWSKA B., SZAFRA-NEK M., 1987b – Niektóre wyniki badañ hydrogeologicz-nych rowu górnej Nysy K³odzkiej. Przew. 58 Zjazdu Pol.Tow. Geol.: 261–265.

FISTEK J., SZARSZEWSKA Z., 1975 – Nowe ujêcie wody ter-malnej w L¹dku Zdroju. Przew. 47 Zjazdu Pol. Tow. Geol.:259–262.

FISTEK J., TÊSIOROWSKA H., 1973 – Problemy genezy wódtermalnych Cieplic Œl¹skich Zdroju. Biul. Inst. Geol., 264:129–140.

FISTEK J., TÊSIOROWSKA H., 1975 – Szczawno Zdrój –wody lecznicze. Przew. 47 Zjazdu Pol. Tow. Geol.:295–297.

FRANKO O., GAZDA S., MICHALICEK M., 1975 – Tvorba aklasifikacia mineralnych vod zapadnych Karpat. Geol.Ustav Dioniza Stura. Bratislava.

FRECH F., 1912 – Schlesiens Heilquellen in ihrer Beziehungzum Bau der Gebirge. Z. Balneol., 4.

GAJEWSKA I., RACZYÑSKA A. red., 1982 – Œroda IG 2,Œroda IG 3. Prof. G³êb. Otw. Wiert. Inst. Geol., z. 55.

GALEWSKI K., G£AZEK J., 1973 – An unusual occurrence ofthe Ditiscidae (Coleoptera) in the siliceous flowstone of theUpper Miocene cave at Przeworno, Lower Silesia, Poland.Acta Geol. Pol., 23, 4: 445–461.

GARECKA M., 2005 – Calcareous nannoplankton from thePodhale Flysch (Oligocene-Miocene, Inner Carpathians,Poland). Geothermal Congress, Antalya, Turkey. StudiaGeol. Pol., 124: 353–369.

GASZTO£D T., KROCZYÑSKI H., RYBICKI H., 1979 –Ko³obrzeg. Zarys dziejów. Poznañ.

GIERWIELANIEC J., 1968 – L¹dek Zdrój i jego wody mineral-ne. Kwart. Geol., 12, 3: 680–692.

G£OWIAK B., ZIÓ£KOWSKI J., 1965 – Radioaktywnoœæ wódŒwieradowa Zdroju. Gaz, Woda, Techn. Sanit., 5: 166–169.

GO£¥B J., 1959 – Zarys stosunków geologicznych zachodnie-go Podhala. Biul. Inst. Geol., 149: 225–239.

GÓRECKI W. red., 1990 – Atlas wód geotermalnych Ni¿u Pol-skiego. Zbiorniki: dolnojurajski i dolnokredowy. Inst. Sur.Energ., AGH. Kraków.

GÓRECKI W. red., 1995 – Atlas zasobów energii geotermalnejna Ni¿u Polskim. Tow. Geosynoptyków. Kraków.

GÓRECKI W. red., 2006a – Atlas zasobów geotermalnych naNi¿u Polskim. AGH. Kraków.

136

Literatura

GÓRECKI W. red., 2006b – Atlas zasobów geotermalnych for-macji paleozoicznej na Ni¿u Polskim. Kraków.

GÓRSKI J., 1989 – G³ówne problemy chemizmu wód podziem-nych utworów kenozoiku œrodkowej Wielkopolski. Zesz.Nauk. AGH, 45.

GREUPNER D., 1775 – De fontibus Silesiacis alcalinis medica-tis. Frankfurt ad Viad.

GROCHOLSKI W., 1961 – Tektonika po³udniowo-zachodnie-go obrze¿enia bloku gnejsów sowiogórskich. Studia Geol.Pol., 8.

GRODECKI R., wyd. 1949 – Ksiêga Henrykowska. Wyd. R.Grodecki. Poznañ–Wroc³aw.

GRÜNHAGEN C., 1857 – Regesten zur Schlesischen Geschich-te. Teil 2. Heraugegeben von C. Grünhagen. Gotha, Breslau.

GRZEGORCZYK K., 1998 – Dokumentacja hydrogeologicznazasobów eksploatacyjnych ujêcia wód podziemnych z utwo-rów górnej kredy w Gorzanowie. Otwór nr 7M. CAG Pañstw.Inst. Geol. Warszawa.

HARRASOWITZ H., 1936 – Die Calcium Säuerlinge von BadAltheide. Giessen.

HORDEJUK T., P£OCHNIEWSKI Z., 1986 – Warunki wystêpo-wania i zasoby szczaw termalnych w Grabinie k. Niemodlina.Pr. Nauk. Inst. Geotech. PWr, 49, Konferencje, 21: 75–79.

INFORMACJA o rozlewni, 2001 – Przedsiêbiorstwo Wielobra-n¿owe „Mineral Complex” Sp. z o.o. �ród³o, 2: 60. KrajowaIzba Gospodarcza „Przemys³ Rozlewniczy”. Warszawa.

JAROCKA A. red., 1976 – Analizy fizyczno-chemiczne wódleczniczych, wód sto³owych, borowin wykonane w 1975roku. Probl. Uzdr., 9/12.

JARZ¥BEK-GA£¥ZKOWA H., WROTNOWSKA B., 1967 –Strefowoœæ hydrochemiczna wschodniej czêœci Ni¿u Pol-skiego. Prz. Geol., 15, 12: 563–567.

JÓZEFKO I.,1998 – Dokumentacja hydrogeologiczna zasobówdyspozycyjnych i eksploatacyjnych wód podziemnych(zwyk³ych i leczniczych) na obszarze m. Szczawnicy i gmi-ny Kroœcienko n. Dunajcem. Przed. Geol. S.A. Kraków.

JÓZEFKO I., 2001 – Dokumentacja hydrogeologiczna zasobóweksploatacyjnych wody leczniczej z utworów trzeciorzêdo-wych (fliszowych) ujêtych otworami K-1 i M-2 w Miliku.CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

JÓZEFKO I., BIELEC B., 2000 – Dokumentacja hydrogeolo-giczna ujêcia wody podziemnej o w³aœciwoœciach leczni-czych z utworów kredy-trzeciorzêdu w Szczawie dla po-trzeb rozlewni „EURO-CODE” s.c. CAG Pañstw. Inst.Geol. Warszawa.

JÓZEFKO I., OPERACZ T.,., 2000 – Dokumentacja hydrogeolo-giczna zasobów eksploatacyjnych wód o w³aœciwoœciachleczniczych ujêtych otworem L-4 Leluchów. CAG Pañstw.Inst. Geol. Warszawa.

JÓZEFKO I., OPERACZ T., 2001 – Dokumentacja hydrogeolo-giczna zasobów eksploatacyjnych wód leczniczych ujêtychotworami „Stanis³aw” i „Józef” w miejscowoœci Muszyna.CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

JÓZEFKO I., OPERACZ T., BIELEC B., 2001 – Dokumentacjahydrogeologiczna ustalaj¹ca zasoby eksploatacyjne wódleczniczych ujêtych otworami Sl 2, Z 6, Z 8, Sl 3 w Szczaw-niku. Przeds. Badañ Geologicznych „Geoprofil” Sp. z o.o.Kraków.

KACZOR D., 2004 – Zasolenie wód podziemnych w utworachmezozoiku i kenozoiku Polski pó³nocno-zachodniej – po-chodzenie i rozwój (niepublikowane). Arch. ING PAN.Warszawa.

KACZOR D., 2006 – The salinity of groundwater in Mesozoicand Cenozoic aquifers of NW Poland – origin and evolution.W: Hydrogeology and hydrogeochemistry (ed. J. Dowgia³³o),cz. II. Stud. Geol. Pol., 126.

KAPUŒCIÑSKI J., 1997 – Modelowanie matematyczne w pro-cesie dokumentowania wód termalnych dla ciep³owni w Py-rzycach (woj. szczeciñskie). Prz. Geol., 45, 2:179–181.

KAPUŒCIÑSKI J., BIERNAT H., BUJAKOWSKA K., BENT-KOWSKI A., 1997a – Ujêcie wód termalnych dla ciep³ownigeotermalnej w Pyrzycach (woj. szczeciñskie). Prz. Geol.,45, 1: 110–114.

KAPUŒCIÑSKI J., NAGY S., D£UGOSZ P., BIERNAT H.,BENTKOWSKI A., ZAWISZA L., MACUDA J., BUJA-KOWSKA K., 1997b – Zasady i metodyka dokumentowa-nia zasobów wód termalnych i energii geotermalnej orazsposoby odprowadzania wód zu¿ytych. Poradnik metodycz-ny. MOŒZNiL. Warszawa.

KARSTEN C. J. B., 1847 – Die Solquellen Pommerns. Beitr.Kunde Pommerns, 1: 24–27.

KARWASIECKA M., 1980 – Atlas geologiczny Górnoœl¹skie-go Zag³êbia Wêglowego. Cz. I – Mapy geotermiczne. Wyd.Geol. Warszawa.

KARWASIECKA M., 1996 – Atlas geotermiczny Górnoœl¹skie-go Zag³êbia Wêglowego. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

KARWASIECKA M., BRUSZEWSKA B., 1997 – Gêstoœæ po-wierzchniowego strumienia cieplnego Ziemi na obszarze Pol-ski (niepublikowane). CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

KAZIMIERSKI B., SADURSKI A., 1999 – Monitoring os³ono-wy ujêæ wód podziemnych. Metody badañ. Pañstw. Inst.Geol. Warszawa.

KÊPIÑSKA B., 1995 – Temperatura g³ównego poziomu wodo-noœnego pola geotermalnego Podhala. Tech. Poszuk.Geol.,6: 3–14.

KÊPIÑSKA B., 1997 – Model geologiczno-geotermalny nieckipodhalañskiej. Stud., Rozpr., Monogr., 48: 111. CPPGS-MiE, PAN. Kraków.

KÊPIÑSKA B., 2001 – Warunki hydrotermalne i termiczne pod-halañskiego systemu geotermalnego w rejonie otworu Bia³yDunajec PAN-1. Stud., Rozpr., Monogr., 93. IGSMiE, PAN.Kraków.

KÊPIÑSKA B., 2005 – Geothermal energy country update fromPoland. Proc. Word.

KIE£CZAWA B., 2000 – Zmiennoœæ mineralizacji wód kredo-wych Gorzanowa. Prz. Geol., 48, 12: 1195–1199.

137

Literatura

KIE£CZAWA B., 2001 – Wybrane zagadnienia chemizmu wódkredowego piêtra wodonoœnego rowu Górnej Nysy K³odz-kiej. W: Wspó³czesne problemy hydrogeologii, 10, 1:321–327.

KLECZKOWSKI A. S., 1966 – The Acratopege Zone in Poland.Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sci. Géol., Géogr., 14, 2: 99–105.

K£OSOWSKA T., MADEYSKI A., SZIWA D., 1999 – Uzdro-wiska Polskie. Informator. Izba Gospodarcza „UzdrowiskaPolskie”. Wyd. V. Warszawa.

KNETSCH G., 1938 – Zur Geologie der Glaubersalzquelle amHedwigsbad, Wiesau bei Bolkenhain (Schlesien). Der Bal-neologie, 5: 337–350.

KOLAGO C., 1955 – Cieplica solankowa w Aleksandrowie Ku-jawskim. Prz. Geol., 3: 110–112.

KOLAGO C., 1957 – Geologiczne regiony wód mineralnychPolski. Prz. Geol., 5, 3: 118–123.

KONDRACKI J., 1998 – Geografia regionalna Polski. PWN.Warszawa.

KONIOR K., 1967 – Wody mineralne z g³êbokich otworów wiert-niczych Œl¹ska Cieszyñskiego. Biul. Inst. Geol. Warszawa.

KORUS A., KOTARBA M., DZIENIEWICZ M., ZECHMANH., 2002 – Ocena szybkoœci dop³ywów gazów z³o¿owychdo strefy przypowierzchniowej w niecce wa³brzyskiej.Konf. „Zagro¿enia gazowe w strefie przypowierzchniowejzag³êbi wêglowych zwi¹zane z likwidacj¹ kopalñ: Wynikibadañ i doœwiadczenia z niecki wa³brzyskiej”. Radków, maj2002.

KOSZARSKI W., RANOWICZ B., 1982 – Sudety, SudetyŒrodkowe (czêœæ zachodnia) i Przedgórze Sudeckie. Sporti Turystyka. Warszawa.

KOTAÑSKI Z., 1979 – Pozycja Tatr w obrêbie Karpat Zachod-nich. Prz. Geol., 27, 7: 359–369.

KOTARBA M., 1988 – Geochemiczne kryteria genezy gazówakumulowanych w serii wêglonoœnej górnego karbonu niec-ki wa³brzyskiej. Zesz. Nauk. AGH, 1199, Geologia, 42.

KOTARBA M., 2002 – Zagro¿enia gazowe w strefie przypo-wierzchniowej po likwidacji kopalñ w zag³êbiach wêglo-wych. Konf. „Zagro¿enia gazowe w strefie przypowierzch-niowej zag³êbi wêglowych zwi¹zane z likwidacj¹ kopalñ:Wyniki badañ i doœwiadczenia z niecki wa³brzyskiej”. Rad-ków, maj 2002.

KOTAS A., 1985 – Uwagi o ewolucji strukturalnej Górno-œl¹skiego Zag³êbia Wêglowego. Mat. Konf. nt.: TektonikaGórnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego: 17–46. Sosnowiec.

KOTLICKA G. N., KOTLICKI S., 1975 – Wystêpowanie flu-oru w wodach triasowych Górnego Œl¹ska. Kwart. Geol.,19, 2: 474.

KOZERSKI B., MACIOSZCZYK A., PAZDRO Z., SADUR-SKI A., 1987 – Fluor w wodach podziemnych w rejonieGdañska. Ann. Soc. Geol. Pol., 57, 3–4: 349–374.

KOZ£OWSKI J., 1998 – Statistical analysis of two importantchemical features (TDS and HCO3 content) in Sudetic thera-peutic waters. Ann. Soc. Geol. Pol., 68, 4: 287–294.

KRAWCZYK J., MATEÑKO T., M¥DRY J., PORWISZ B.,1999 – Wody lecznicze Buska Zdroju w œwietle dotychcza-sowych badañ. W: Wspó³czesne problemy hydrogeologii, 9:159–164. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

KRAWIEC A., 1999 – Nowe wyniki badañ izotopowych i che-micznych wód leczniczych Ciechocinka. Prz. Geol., 47, 3:255–260.

KRAWIEC A., 2002 – Studium hydrogeologiczne wód leczni-czych antyklinorium kujawsko-pomorskiego (niepubliko-wane). Arch. UMK. Toruñ.

KRAWIEC A., 2005 – Wyniki badañ izotopowych i hydroche-micznych z otworu wiertniczego Pi³a IG-1 w Kotuniu. W:Wspó³czesne problemy hydrogeologii, 12: 617–818. Toruñ.

KRAWIEC A., DULSKI K., 2004 – Wody lecznicze Po³czynaZdroju. Prz. Geol., 52, 2: 147–150.

KRAWIEC A., KALITKA K., 2005 – Wody lecznicze i borowi-ny Wieñca Zdroju. W: Wspó³czesne problemy hydrogeolo-gii. Hydrogeologia Kujaw i Dolnego Powiœla. Przewodniksesji terenowych: 27–34. UMK.Toruñ.

KSI¥¯KIEWICZ M., 1972 – Budowa geologiczna Polski, 4,Tektonika, cz. 3, Karpaty. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

KUCHARSKI M., 1995 – Uzdrowisko w domu. Oficyna Wyd.Lech. Warszawa.

KUCHARSKI M., 2001 – Produkcja i konsumpcja wód w opa-kowaniach w Polsce i Europie w latach 1991–2000. �ród³o,2: 6–8. Krajowa Izba Gospodarcza „Przemys³ Rozlewni-czy”. Warszawa.

KUCHARSKI M., 2005 – Wody lecznicze w opakowaniach.�ród³o, 16, 3: 10–12. Krajowa Izba Gospodarcza „Przemys³Rozlewniczy”. Warszawa.

KUCHARSKI M., RUSZCZEWSKI P., 2002 – Butelkowaneuzdrowiskowe wody mineralne Polski i ich dzia³ania profi-laktyczno-lecznicze. �ród³o, 4, 1: 5–13. Krajowa Izba Go-spodarcza „Przemys³ Rozlewniczy”. Warszawa.

KUCHARSKI M., SOKO£OWSKI A., 1984 – Wody leczniczea ochrona œrodowiska. Probl. Uzdr., 5–8: 199–202.

KUKKONEN I. T., JOELEHT A., 2003 – Weichselian tempera-tures from geothermal heat flow data. J. Geophys. Res., 108,B3 ETG 9 1.

KURDYKA S., 1996 – Dokumentacja hydrogeologiczna zaso-bów wód podziemnych z utworów trzeciorzêdowych w Po-wroŸniku. Zak³ad Wiertniczo-Geologiczny. Kraków.

KURDZIEL J., 1999 – Aneks do dokumentacji hydrogeologicz-nej zasobów wód podziemnych, leczniczych z utworówtrzeciorzêdowych (fliszowych) ujêtych otworami P-I, P-II,P-III w PowroŸniku. CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

KURDZIEL J., 2000 – Dokumentacja hydrogeologiczna zasobóweksploatacyjnych wód leczniczych z utworów trzeciorzêdo-

138

Literatura

wych (fliszowych) ujêtych otworami P-3 i Antoni w MuszynieZapopradziu. CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

KURDZIEL J., 2001 – Dokumentacja hydrogeologiczna zaso-bów eksploatacyjnych wód leczniczych ujêtych otworami„Piotr” i „Milusia” w miejscowoœci Muszyna. CAG Pañstw.Inst. Geol. Warszawa.

LABUS K., 2003 – Chemizm i pochodzenie wód kopalnianychw po³udniowo-zachodniej czêœci Górnoœl¹skiego Zag³êbiaWêglowego. Pr. Geol. PAN, Oddz. w Krakowie, 151.

LECIEJEWICZ L., 1960 – Wczesnoœredniowieczny Ko³obrzeg.Slavia Antiqua, 7: 307–392.

LEŒNIAK P., 1980 – The origin of chloride waters at Wysowa,West Carpathians. Chemical and isotopic approach. ActaGeol. Pol., 30, 4: 519–550.

LEŒNIAK P. M., 1998 – Origin of carbon dioxide and evolutionof CO2-rich waters in the West Carpathians, Poland. Acta.Geol. Pol., 48, 3: 342–366.

LEŒNIAK P. M., SAKAI H., ISHIBASHI J., WAKITA H.,1997 – Mantle helium signal in the West Carpathians. Geo-chem. Jour., 5: 283–394.

MACIOSZCZYK A., 1987 – Hydrogeochemia. Wyd. Geol.Warszawa.

MACIOSZCZYK T., KAZIMIERSKI B., 1990 – Zasady budo-wy modeli systemów hydrogeologicznych dla oceny zaso-bów dyspozycyjnych i symulacji regionalnego ich zagospo-darowania. SGGW-AR. Warszawa.

MACIOSZCZYK T., RODZOCH A., FR¥CZEK E., 1993/1994– Projektowanie stref ochronnych Ÿróde³ i ujêæ wód podziem-nych. Poradnik metodyczny. MOŒZNiL. Warszawa.

MACIOSZCZYKOWA A., 1979 – Chemizm wód trzeciorzêdo-wych i kredowych oraz jego geneza w zachodniej czêœciniecki mazowieckiej. IG, Pr. Hydrogeol., ser. spec., 11.

MAJOROWICZ J. A., 1976 – Parametry geotermiczne rejonuKrzemianki i Udrynia na tle ziemskiego pola cieplnego NEPolski. Prz. Geol., 24, 10: 607–613.

MAJOROWICZ J., 1977 – Analiza pola geotermicznego Polski natle Europy ze szczególnym uwzglêdnieniem zagadnieñ tekto-nicznych i hydrogeotermalnych. Prz. Geol., 25, 3: 135–143.

MALECZYÑSKI K., 1951, 1959, 1964 – Codex diplomaticusnec non epistolans Silesiae: 1 – 971–1204; 2 – 1205–1220; 3– 1221–1227. Wyd. K. Maleczyñski. Wroc³aw.

MALICKI W., SZCZEPAÑSKI A., 1991 – Warunki zasilanialiasowego zbiornika wód geotermalnych w po³udniowejczêœci Polski. W: Wspó³czesne problemy hydrogeologii. 5:154–156. SGGW-AR. Warszawa.

MA£ECKA D., 1973 – Analiza zwi¹zków hydraulicznych wódpodziemnych œrodkowego Podhala na tle budowy geolo-gicznej regionu, cz. I. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 15.

MA£ECKA D., 1981 – Hydrogeologia Podhala, 14. Wyd. Geol.Warszawa.

MA£ECKA D., 2003 – The thermal waters of Podhale, southernPoland: history of research, genesis and utility. Geol. Quart.,47, 2: 195–209.

MA£ECKA D., NOWICKI Z., 2002 – Sk³ad izotopowy wódpodziemnych. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 404: 67–83.

MA£OLEPSZY Z., 2000 – Geosynoptyczny model pola geoter-micznego Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego. Tech. Po-szuk. Geol., 3: 3–33.

MATERIA£Y Krajowej Izby Gospodarczej „Przemys³ Rozlew-niczy”, 2000–2006.

MATKOWSKA Z., 2006 – Dokumentacja hydrogeologicznaustalaj¹ca zasoby eksploatacyjne ujêcia wód podziemnychnie bêd¹cych kopalinami z utworów czwartorzêdowychstudni nr 39 dla ujêcia wody „Jantar” w Ko³obrzegu. CAGPañstw. Inst. Geol.. Warszawa.

MEISTER E., 1919 – Diluvium und Grundgebirge auf BlattGnadenfrei. Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 40, 2:CVII–CXII.

MEISTER E., 1931 – Der Kohlensäureausbruch vom 9. Juli1930 auf der Wenceslaus-Grube (Neuroder Revier) und dieVerbreitung der Kohlensäure in niederschlesischen Stein-kohlenrevier. S. B. Preuss. Geol. Landsanst., 6: 61–77.

MEISTER E., 1932 – Die kohlensäurehaltigen Mineralquellender Grafschaft Glatz. Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 53.

MICHALIK A., 1978 – Pionowa strefowoœæ wód chlorkowych(solanek) w rejonie Ustronia. Biul. Inst. Geol., 312: 5–25.

MICHALSKI T., 1985 – O genezie anomalii chemicznychw wodach podziemnych NE Polski. Mater. III. Symp. Aktu-alne Problemy Hydrogeologii: 505–511. AGH. Kraków.

MICHEL G., 1997 – Mineral- und Thermawasser; AllgemeineBalneogeologie. Bomträger. Berlin.

MODLIÑSKI Z. red., 1989 – Gdañsk IG 1. Prof. G³êb. Otw.Wiert. Pañstw. Inst. Geol., z. 87.

MOGALLA G., 1802 – Die Mineral-Quellen in Schlesien undGlatz. Berlin.

MORAWSKI T., SAWICKI L., 1984 – Wstêpne wyniki otworustrukturalnego Odra 5/1 w Grabinie. Kwart. Geol., 28, 3–4:761–763.

MORGENBESSER J. G., 1777 – Publiczne UwiadomienieZdroiów Zdrowych lub wód mineralnych lecz¹cych naŒl¹sku w Kodowie, Reynercu, Altwasser, Szarlotenbrun,Salcbrun i Flinsbergu siê znayduj¹cych. Wroc³aw, u Gwil-helma Bogumi³a Korna: 20. Z oryg. niem. (1774) t³um. D.Vogel. Reprint, 1997, pos³owie S. Czarnieckiego.

MOTTAGHY D., SCHELLSCHMIDT R., POPOV Y. A.,CLAUSER C., KUKKONEN I. T., NOVER G., MILA-NOVSKY S., ROMUSHKEVICH R. A., 2005 – New heatflow data from the immediate vicinity of the Kola super-de-ep borehole: Vertical variation in heat flow confirmed andattributed to advection. Tectonophysics, 401: 119–142.

139

Literatura

MOTYKA J., PORWISZ B., RAJCHEL L., ZUBER A., 2003 –Wody mineralne Krzeszowic. W: Wspó³czesne problemyhydrogeologii (red. B. Kozerski, B. Jaworska-Szulc). 11, 1:129–135. PGdañ. Gdañsk.

NAWROCKA-ROGO¯ W., 1964 – Dokumentacja hydrogeolo-giczna wód leczniczych Buska Zdroju. PP „OTU”. Warszawa.

NOWICKI Z., 1992 – Geneza i wiek wód geotermalnych po-chodz¹cych z otworu Bañska IG-1 (niepublikowane). Arch.OBRTG. Warszawa.

NOWICKI Z., SO£TYK W., 1973 – Badania stê¿enia trytuw otworze Zakopane IG-1. Dokumentacja. Przeds. Hydro-geol. Warszawa.

OBERC J., 1972 – Sudety i obszary przyleg³e. Budowa geolo-giczna Polski, 4, Tektonika, cz. 2. Inst. Geol. Warszawa.

OLICHWER T., TARKA R., 2005 – Warunki hydrogeologicz-ne w okolicach Ciep³owodów w aspekcie mo¿liwoœci ujêciawód termalnych. W: Wspó³czesne problemy hydrogeologii12: 833–837. UMK. Toruñ.

OPERACZ T., JÓZEFKO I., 2002 – Dokumentacja hydrogeolo-giczna zasobów eksploatacyjnych wody leczniczej ujêtejotworami „Piotr” i „Milusia” w miejscowoœci Muszyna.CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

OSTAFICZUK S., 1996 – Wybrane aspekty energii geotermal-nej w Polsce. Prz. Geol., 44, 3: 249–254.

OSTROWICKA-CHRZ¥STOWSKA H., P£ONKA A., 1986 –Wody termalne Karpat polskich. Kwart. AGH, Geologia,12, 4: 5–23.

OSZCZYPKO N., 1981 – Wp³yw neogeñskiej przebudowyprzedgórza Karpat na warunki hydrodynamiczne i hydro-chemiczne zapadliska przedkarpackiego. Biul. Inst. Geol.,325: 5–87.

OSZCZYPKO N., 1999 – Przebieg mioceñskiej subsydencji wpolskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw.Inst. Geol., 168: 209–230.

OSZCZYPKO N., ZUBER A., 2002 – Geological and isotopicevidence of diagenetic waters in the Polish Flysch Carpa-thians. Geol. Carpathica, 53, 4: 257–268.

PACZYÑSKI B., 1980 – Podstawy systematyki regionalnejwód podziemnych w Polsce. Pr. Inst. Geol., ser. spec., 12.

PACZYÑSKI B. red., 1993 – Atlas hydrogeologiczny Polski,1:500 000, cz. I – Systemy zwyk³ych wód podziemnych.Tab. III – Mapa hydrogeologiczna systemów pod³o¿a keno-zoiku. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

PACZYÑSKI B. red., 2002 – Ocena zasobów dyspozycyjnychwód leczniczych i potencjalnie leczniczych. Poradnik meto-dyczny. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

PACZYÑSKI B., PA£YS J., 1970 – Geneza i paleohydrogeolo-giczne warunki wystêpowania wód zmineralizowanych naNi¿u Polskim. Kwart. Geol., 14, 1: 131–148.

PACZYÑSKI B., P£OCHNIEWSKI Z., 1996 – Wody mineral-ne i lecznicze Polski. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

PAX F., 1939 – Die Dirsdorfer Schwefelquelle und ihre Fauna.Jb. Schles. Ges. Vaterl. Kult. Sammelheft, 112: 79–97.

PAZDRO Z., KOZERSKI B., 1990 – Hydrogeologia ogólna.Wyd. Geol. Warszawa.

PERET I., WOLNICKA E., 2005 – Lokalizacja rozlewni w Pol-sce. �ród³o, 14, 1: 18–20. Krajowa Izba Gospodarcza „Prze-mys³ Rozlewniczy”. Warszawa.

PICH J., 1978 – Chemizm wód podziemnych w œrodkowej czêœ-ci zapadliska przedkarpackiego. Biul. Inst. Geol., 312:129–190.

PILICH A., 1979 – Ujêcia wód mineralnych i s³abo zmineralizo-wanych w Polsce. Zbiór podstawowych danych hydrogeolo-gicznych i technicznych. Probl. Uzdr., 3–6: 137–140.

PINNEKER E. W., 1983 – Gidrogeodinamiczeskij re¿im g³ubo-kich gorizontow. Gidrogeodinamika. Nauka. Nowosybirsk.

PLEWA M., 1990 – Rozk³ad pola temperaturowego i cieplnegona obszarze Polski. Atlas wód geotermalnych Ni¿u Polskie-go. CPBR 5.2: 144–153. AGH. Kraków.

PLEWA S., 1994a – Parametry geotermalne na obszarze Polski.CPPGSMiE, PAN. Kraków.

PLEWA S., 1994b – Rozk³ad parametrów geotermicznych naobszarze Polski. CPPGSMiE, PAN. Kraków.

PLUTA I., ZUBER A., 1995 – Origin of brines in the Upper Sile-sian Coal Basin (Poland) inferred from stable isotope andchemical data. App. Geochem., 10. Elsevier Science Ltd.

P£OCHNIEWSKI Z., 1975 – Koncepcja poszukiwania leczni-czych wód podziemnych na obszarze województwa ³ódzkie-go. Pr. Inst. Geol., ser. spec., 9b.

P£OCHNIEWSKI Z., 1977 – Mapa mi¹¿szoœci wód s³odkich.W: Atlas hydrogeochemiczny Polski, 1:2 000 000. Inst.Geol. Warszawa.

P£OCHNIEWSKI Z., 1978 – Polish mineral waters as chemicalraw material. Intern. Symp. Hydrogeochemistry of Minera-lized Waters, Cieplice Spa, Poland, 31-st May – 3-rd June1978. Symposium papers: 233–239. Warszawa.

P£OCHNIEWSKI Z., WA¯NY H., 1971 – Wody magnezowePolski na tle geochemii magnezu. Kwart. Geol., 15, 1:209–227.

PN-Z-11002, 1997 – Ujêcia wód mineralnych i leczniczych.PKN. Warszawa.

PN-Z-11001-2, 1999 – Butelkowane naturalne wody mineralnei lecznicze – wymagania jakoœciowe i badania dotycz¹ce butel-kowanych naturalnych wód mineralnych. PKN. Warszawa.

PN-Z-11001-3, 1999 – Butelkowane naturalne wody mineralnei lecznicze. Terminologia i klasyfikacja. PKN. Warszawa.

PN-Z-11001-3, 2000 – Butelkowane naturalne wody mineralnei lecznicze – wymagania jakoœciowe i badania dotycz¹ce bu-telkowanych wód leczniczych. PKN. Warszawa.

POPRAWSKI L. red., 1997 – Dokumentacja zasobów dyspozy-cyjnych i eksploatacyjnych wód podziemnych (zwyk³ychi leczniczych) na obszarze gmin uzdrowiskowych Krynica,Muszyna i Piwniczna. PPUH „HYDROGEO” Ltd. Wroc³aw.

140

Literatura

POPRAWSKI L., JASIAK T., 1999 – Dokumentacja hydroge-ologiczna zasobów eksploatacyjnych wód podziemnych dlapotrzeb rozlewni wód mineralnych „Anna” w Starych Boga-czowicach. PPUH „HYDROGEO” Ltd. Wroc³aw.

POROWSKI A., 2006 – Origin of mineralized waters in the Cen-tral Carpathian Synclinorium, SE Poland. Studia Geol. Pol.,125, Hydrogeol. Hydrogeochem., part I.

PORWISZ B., 2000 – Dokumentacja hydrogeologiczna zaso-bów eksploatacyjnych wód leczniczych i o w³aœciwoœciachleczniczych z utworów trzeciorzêdowych ujêtych dla po-trzeb ZBNWM „Piwniczanka” Sp. Pracy. CAG Pañstw.Inst. Geol. Warszawa.

PORWISZ B., CHOWANIEC J., KOWALSKI J., KOZIARAT., SZKLARCZYK T., 2002 – Dokumentacja hydrogeolo-giczna zasobów dyspozycyjnych wód leczniczych i towa-rzysz¹cych im lub wystêpuj¹cych odrêbnie wód potencjal-nie leczniczych na obszarze Karpat i zapadliska przedkar-packiego, cz. III.

PORWISZ B., RADWAN J., ZUBER A., 1999 – Zasilanie ujêæwód podziemnych rejonu Tylicza. W: Wspó³czesne problemyhydrogeologii, 9: 287–292. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

PO¯ARYSKI W. red., 1974 – Ni¿ Polski. Budowa geologicznaPolski, 4, Tektonika, cz. 1. Inst. Geol. Warszawa.

PREUSS H., 1910 – Die Salzstellen des norddeutschen Fla-chlandes und ihre Bedeutung für die Entwicklungsgeschich-te unserer Halophyten-Flora. Schr. Phys.-ökon. Ges. Kö-nigsb., 51: 71–86.

PRZYLIBSKI T. A., 2000 – Estimating the radon emanation co-efficient from crystalline rocks into groundwater. Appl. Ra-diation and Isotopes, 53, 3: 473–479.

PRZYLIBSKI T. A., MAMONT-CIEŒLA K., KUSYK M.,DORDA J., KOZ£OWSKA B., 2004 – Radon concentra-tions in groundwaters of the Polish part of the Sudety Moun-tains, SW Poland. J. Environ. Radioact., 75, 2: 193–309.

PUSCH G. G., 1836 – Geognostische Beschreibung von Polenso wie der übrigen Nordkarpathen-Länder, Teil II. Stuttgartu. Tübingen.

RADWAN J. i in., 1997 – Dokumentacja hydrogeologiczna ob-szarów alimentacji z³o¿a wód leczniczych „Swoszowice”.Arch. PG Kraków SA. Kraków.

RADWAN J. i in., 2000 – Dokumentacja hydrogeologiczna za-sobów eksploatacyjnych wód leczniczych i o w³aœciwo-œciach leczniczych z utworów trzeciorzêdowych ujêæ eks-ploatowanych przez ZEWM „Muszynianka” wraz z obsza-rami zasilania i ocen¹ zasobów wód podziemnych. CAGPañstw. Inst. Geol. Warszawa.

RADWAN J. i in., 2001 – Dokumentacja hydrogeologiczna za-sobów eksploatacyjnych wód leczniczych i o w³aœciwo-œciach leczniczych z utworów trzeciorzêdowych „Galicjan-ki Ltd” wraz z obszarami zasilania i ocen¹ zasobów wódpodziemnych rejonu PowroŸnika–Jastrzêbika. CAG Pañ-stw. Inst. Geol. Warszawa.

RAJCHEL L., 2000 – �ród³a wód siarczkowych w Karpatachpolskich. Geologia AGH, 26, 3: 309–373.

RAJCHEL J., MARSZA£EK M., RAJCHEL L., 2000 – OsadyŸróde³ siarczkowych Karpat i zapadliska przedkarpackiego.Prz. Geol., 48, 12: 1174–1180.

RAJCHEL L., RAJCHEL J., SZARAN J., HA£AS S., 2002 –Sulfur isotopic composition of H2S and SO4

2- from mineralsprings in the Polish Carpathians. Isotopes Environ. HealthStud., 38, 4: 277–284.

RAJCHEL L., ZUBER A., DULIÑSKI M., RAJCHEL J., 2005– Sk³ady izotopowe i chemiczne oraz wieki wody ze Ÿróde³siarczkowych w polskich Karpatach. W: Wspó³czesne pro-blemy hydrogeologii (red. A. Sadurski, A. Krawiec), 12:583–588. UMK. Toruñ.

ROSIÑSKA G., KRZYWINA W., 1973 – Dokumentacja hy-drogeologiczna zasobów eksploatacyjnych wód leczni-czych ujêtych odwiertami W-13, W-14 i S³ony w WysowejZdroju. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

ROS£OÑSKI R., 1929 – �ród³a wody ¿ywi¹cej. Wody mineral-ne w Polsce. Ziemia, 14: 189–192.

ROS£OÑSKI R., 1934 – Otwory wiertnicze i woda siarczanaw Wieñcu pod W³oc³awkiem. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst.Geol., 38: 23–29.

ROS£OÑSKI R., 1937 – Stan opracowania mapy hydrogeolo-gicznej arkusza £ódŸ–Piotrków w skali 1:300 000. Posiedz.Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 48: 47–48.

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ŒRODOWISKA z dnia 10grudnia 2001 r. w sprawie rejestru obszarów górniczych(Dz.U. Nr 148, poz. 1660, § 1, p. 8).

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ŒRODOWISKA z dnia 18grudnia 2001 r. w sprawie z³ó¿ wód podziemnych zaliczo-nych do solanek, wód leczniczych i termalnych oraz z³ó¿ in-nych kopalin leczniczych, a tak¿e zaliczenia kopalin pospo-litych z okreœlonych z³ó¿ lub jednostek geologicznych dokopalin podstawowych (Dz.U. Nr 156, poz. 1815).

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ŒRODOWISKA z dnia 14lipca 2002 r. w sprawie szczególnych warunków, jakim po-winna odpowiadaæ prognoza oddzia³ywania na œrodowiskodotycz¹ca miejscowych planów zagospodarowania prze-strzennego (Dz.U. Nr 197, poz.1667).

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ŒRODOWISKA z dnia 23czerwca 2005 r. w sprawie okreœlenia przypadków, w któ-rych jest konieczne sporz¹dzenie innej dokumentacji geolo-gicznej (Dz.U. Nr 116, poz. 983).

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ŒRODOWISKA z dnia 6lipca 2005 r. w sprawie szczegó³owych wymagañ, jakim po-winny odpowiadaæ dokumentacje geologiczne z³ó¿ kopalin(Dz.U. Nr 136, poz. 1151).

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ZDROWIA z dnia 19 listo-pada 2002 r. w sprawie wymagañ dotycz¹cych jakoœci wodyprzeznaczonej do spo¿ycia przez ludzi (Dz.U. nr 203, poz.1718).

141

Literatura

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ZDROWIA z dnia 29 kwiet-nia 2004 r. w sprawie naturalnych wód mineralnych, natu-ralnych wód Ÿródlanych i wód sto³owych. (Dz.U. Nr 120,poz. 1256).

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ZDROWIA z dnia 17 grud-nia 2004 r. zmieniaj¹ce rozporz¹dzenie w sprawie natural-nych wód mineralnych, naturalnych wód Ÿródlanych i wódsto³owych (Dz.U. Nr 276, poz. 2738).

ROZPORZ¥DZENIE MINISTRA ZDROWIA z dnia 10 marca2006 r. w sprawie wzorcowego statutu uzdrowiska i wzorco-wego statutu obszaru ochrony uzdrowiskowej (Dz.U. Nr 56,poz. 396).

ROZPORZ¥DZENIE RADY MINISTRÓW z dnia 14 lutego2006 r. w sprawie z³ó¿ wód podziemnych zaliczonych do so-lanek, wód leczniczych i termalnych oraz z³ó¿ innych kopa-lin leczniczych, a tak¿e zaliczenia kopalin pospolitychz okreœlonych z³ó¿ lub jednostek geologicznych do kopalinpodstawowych (Dz.U. Nr 32, poz. 220).

RÓ¯KOWSKI A., 1971 – Chemizm wód w utworach trzecio-rzêdowych Zag³êbia Górnoœl¹skiego. Biul. Inst. Geol., 249:7–64.

RÓ¯KOWSKI A., 1995 – Factors controlling the groundwaterconditions of the Carboniferous strata in the Upper SilesianCoal Basin, Poland. Ann. Soc. Geol. Pol., 64: 53–66.

RÓ¯KOWSKI A., 1996 – Warunki wystêpowania wód termal-nych w masywie górnoœl¹skim. Techn. Poszuk. Geol., 3–4:9–12.

RÓ¯KOWSKI A., 2002 – Œrodowisko hydrogeologiczne wódgeotermalnych w utworach karbonu produktywnego Górno-œl¹skiego Zag³êbia Wêglowego. W: Energia geotermalnaw kopalniach podziemnych. Pr. Wydz. Nauk o Ziemi UŒl,17: 89–108.

RÓ¯KOWSKI A. red., 2004 – Œrodowisko hydrogeochemicznekarbonu produktywnego Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglo-wego. UŒl. Katowice.

RÓ¯KOWSKI A., 2005 – Œrodowisko hydrogeochemiczneGórnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego. W: Hydrogeologiaobszarów zurbanizowanych i uprzemys³owionych. Pr.Nauk. UŒl, 2.

RÓ¯KOWSKI A., KOWALCZYK A., KROPKA J., LISZ-KOWSKA E., WITKOWSKI A., 1985 – Wody mineralnepotencjalnie lecznicze w Górnoœl¹skim Zag³êbiu Wêglo-wym. Pr. Nauk. UŒl, 715, Geologia, 8: 24–46.

RÓ¯KOWSKI A., KOZ£OWSKA M., 2004 – Charakterystykapola cieplnego górotworu karboñskiego i temperatur wystê-puj¹cych w nim wód. W: Œrodowisko hydrogeochemicznekarbonu produktywnego Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglo-wego. UŒl. Katowice.

RÓ¯KOWSKI A., PRZEW£OCKI K., 1987 – The origin of gro-undwaters in the Upper Silesian Coal Basin (Poland). W:Hydrogeology of coal basins. Intern. Symp. Katowice, Po-land, 14–18 September 1987: 155–170. AGH. Kraków.

RÓ¯KOWSKI A., WILK Z. red., 1989 – Warunki hydrogeolo-giczne Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego. Pr. Inst. Geol., 75.

RZ¥CZYÑSKI G., 1742 – Auctuarium historiae naturalis curio-sae Regni Poloniae, Magni Ducatus Lithuaniae annexgru-nique provinciarum..., opus posthumum. Gdañsk.

RUDNICKI T., 1985 – Skutecznoœæ, nieskutecznoœæ, czy szko-dliwoœæ mediów radonowych. Balneol. Pol., 27, 12: 14–17.

ŠAFANDA J., SZEWCZYK J., MAJOROWICZ J., 2004 –Geothermal evidence of very low glacial temperatures ona rim of the Fennoscandian ice sheet. Geophys. Res. Let., 31,LO7211: 1–4.

SAMSONOWICZ J., 1928a – O solankach w £êczyckiemi o ich zwi¹zku z budow¹ pod³o¿a czwartorzêdu. Posiedz.Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 19–20: 27–29.

SAMSONOWICZ J., 1928b – O Ÿród³ach s³onych w £êczyc-kiem i ich pochodzeniu. Wszechœwiat, ser. II, 1/34: 141–147.

SAMSONOWICZ J., 1954 – Wyniki hydrogeologiczne dwug³êbokich wierceñ w Ciechocinku. Biul. Inst. Geol., 54: 39.

SANFORD W., 2002 – Recharge and groundwater models: anoverview. Hydrogeol. Jour., 10, 1: 110–120.

SCHWANCKFELD K., 1600 – Catalogum fossilium Silesiae.Wroc³aw.

SKRZYPCZYK L., 2006 – Wody podziemne. Bilans zasobówkopalin i wód podziemnych w Polsce (red. S. Przenios³o, A.Malon): 391–425. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

S£OWNIK hydrogeologiczny, 2002 – Red. J. Dowgia³³o, A. S.Kleczkowski, T. Macioszczyk, A. Ró¿kowski. Pañstw Inst.Geol. Warszawa.

SOBOL H., 1959 – Badania stosunków wodnych i zjawisk kra-sowych na terenie cieplicy w Jaszczurówce. Speleologia, 1,1–2: 13–26.

SOKO£OWSKI A., 1981 – Dokumentacja hydrogeologicznawód leczniczych ujêtych odwiertem 5 II w RymanowieZdroju. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

SOKO£OWSKI A., SOKO£OWSKI J., 2003 – Wybrane za-gadnienia zwi¹zane z produkcj¹ i konsumpcj¹ wód butelko-wanych w Polsce. W: Wspó³czesne problemy hydrogeolo-gii. 11, 2: 315–318. PGdañ. Gdañsk.

SOKO£OWSKI J., 1985 – Warunki wystêpowania wód termal-nych w niecce podhalañskiej. Konf. nt: Ocena mo¿liwoœcieksploatacji wód termalnych w niecce podhalañskiej:25–46. AGH. Kraków.

SOKO£OWSKI J., 1993 – Zasoby geotermalne Polski i mo¿li-woœci ich wykorzystania w ochronie œrodowiska przyrodni-czego. Tech. Poszuk. Geol., 5–6: 67–79.

SOKO£OWSKI S., 1973 – Geologia paleogenu i mezozoiczne-go pod³o¿a po³udniowego skrzyd³a niecki podhalañskiejw profilu g³êbokiego wiercenia w Zakopanem. Biul. Inst.Geol., 265: 5–74.

STASZIC S., 1815 – O ziemiorodztwie Karpatów i innych gori rownin Polski. Warszawa.

142

Literatura

STARZYÑSKA D., 1980 – Aneks do dokumentacji hydroge-ologicznej wód leczniczych Szczawna Zdroju na zmianê za-sobów ujêcia Marta. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

STARZYÑSKA D., ., 1984 – Aneks do dokumentacji zasobówwód podziemnych Gorzanowa w kat. „B” dotycz¹cy od-wiertu nr 5 w Gorzanowie. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

STRUZIAK Z., 2002 – Dokumentacja hydrogeologiczna zaso-bów eksploatacyjnych wód podziemnych z utworów trze-ciorzêdowych ujêtych otworem Z-2 w miejscowoœci Zu-brzyk. CAG Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

SZAJNOCHA W., 1891 – �ród³a mineralne Galicji, pogl¹d naich rozpo³o¿enie, sk³ad chemiczny i powstawanie. Rozpr.AU, ser. 2, 2: 30–140. Kraków.

SZARSZEWSKA Z., 1967 – Dokumentacja powykonawcza od-wiertu nr 19a w Ciechocinku. BP „Balneoprojekt”. Warszawa.

SZARSZEWSKA Z., 1978 – Dokumentacja hydrogeologicznawód leczniczych P-300 w Polanicy Zdroju. BP „Balneopro-jekt”. Warszawa.

SZARSZEWSKA Z., 1989 – Dokumentacja hydrogeologicznaw kat. „B” ujêcia wody mineralnej z utworów kredy dla roz-lewni w Wysowej – odwiert W 24. BP „Balneoprojekt”.Warszawa.

SZCZEPAÑSKI A., 1990 – Warunki hydrogeologiczne dolno-jurajskiego i dolnokredowego zbiornika geotermalnego. W:Atlas wód geotermalnych Ni¿u Polskiego. AGH. Kraków.

SZEWCZYK J., 2002 – Œlady zmian klimatycznych plejstocenuoraz holocenu w profilach temperatury w g³êbokich otwo-rach wiertniczych na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 50, 11:1109–1113.

SZEWCZYK J., 2004 – Terrestrial heat flow density analysis asan element of palaeohydrogeological investigations. Posterabstr. Inter. Conf. Hydrogeol. Transboundary Problems.West and East European Bridge. Pol. Geol. Inst. Warszawa.

SZEWCZYK J., 2005 – Wp³yw zmian klimatycznych na tempe-raturê podpowierzchniow¹ Ziemi. Prz. Geol., 54, 1:1109–1113.

SZEWCZYK J., GIDZIÑSKI T., LEŒNIAK P., 2005 – Long la-sting effects of the deep seated Weichselian permafrost inthe NE of Poland. II Europ. Symp. for Permafrost. Posdam.

SZEWCZYK J., GIENTKA D., 2005 – Badania geofizyki wiert-niczej w analizach hydrogeologicznych utworów mezozo-icznych i paleozoicznych na Ni¿u Polskim. W: Wspó³czesneproblemy hydrogeologii. 12: 701–706. UMK. Toruñ.

SZEWCZYK J., GIENTKA D., WRÓBLEWSKA M., 2004 –Okreœlenie gêstoœci strumienia cieplnego metod¹ modelo-wañ parametrów termicznych dla obszaru Ni¿u Polskiego.Proj. bad. KBN 5T 12B 021 22. Arch. KBN.

SZTUK T., 1986 – Nag³y wyp³yw wód w kopalni „Turów". Pr.Nauk. Inst. Geotech. PWr, 49, Konferencje, 21: 343–350.

SZWAJDLER W., 1995 – Zagospodarowanie przestrzenne. Regu-lacja prawna. Ustawa. Orzecznictwo. Wyd. Comer. Warszawa.

SZYMAÑCZYK J., 2001 – Rozlewnictwo wód mineralnychi leczniczych w Kotlinie K³odzkiej. �ród³o, 2: 50–53. Krajo-wa Izba Gospodarcza „Przemys³ Rozlewniczy”. Warszawa.

SZYMAÑCZYK J., 2004 – Rozlewnia o stuletniej tradycji. Wy-wiad z Jerzym Szymañczykiem – prezesem Zarz¹du „Zespo³uUzdrowisk K³odzkich” S.A. �ród³o, 10, 1: 24–25. KrajowaIzba Gospodarcza „Przemys³ Rozlewniczy”. Warszawa.

SZYPERKO-ŒLIWCZYÑSKA A. red., 1973 – Pas³êk IG 1.Prof. G³êb. Otw. Wiert. Inst. Geol., z. 9.

SZYPERKO-ŒLIWCZYÑSKA A. red., 1979 – Po³czyn IG 1.Prof. G³êb. Otw. Wiert. Inst. Geol., z. 48.

ŒWIDZIÑSKI H., 1954 – Zagadnienia geologiczne wód mine-ralnych w szczególnoœci na Ni¿u Polskim i w Karpatach.Zjazd Nauk.-Techn. w Krynicy. Mater. pozjazdowe: 33–73.Stalinogród.

TEISSEYRE H., 1952 – Budowa geologiczna pó³nocnej okolicyWa³brzycha. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 62.

TEISSEYRE J., 1954 – Geologia sudeckich wód mineralnych.W: Zagadnienia racjonalizacji eksploatacji i gospodarkiz³o¿owej wód mineralnych w Polsce. Zjazd Nauk.-Techn.w Krynicy. Mater. pozjazdowe: 74–95. Stalinogród.

TEISSEYRE J., 1966 – �ród³a mineralne Dolnego Œl¹skaw œwietle badañ geologicznych. W: Z geologii Ziem Za-chodnich, Sesja Nauk.: 485–505. Wroc³aw.

TÊSIOROWSKA H., FISTEK J., 1968 – Dokumentacja hydro-geologiczna wód leczniczych Szczawna Zdroju. PP„Obs³uga Techniczna Uzdrowisk”. Warszawa.

TUREK S. red., 1977– Atlas hydrogeochemiczny Polski. Inst.Geol. Warszawa.

USTAWA z dnia 4 lutego 1994 r. – Prawo geologiczne i górni-cze (Dz.U. Nr 27, poz. 96, z póŸniejszymi zmianami).

USTAWA z dnia 27 kwietnia 2001 r. – Prawo ochrony œrodowi-ska (Dz.U. Nr 62, poz. 627, z póŸniejszymi zmianami).

USTAWA z dnia 18 lipca 2001 r. – Prawo wodne (Dz.U. Nr 115,poz. 1229, z póŸniejszymi zmianami).

USTAWA z dnia 27 marca 2003 r. – O planowaniu i zagospoda-rowaniu przestrzennym (Dz.U. Nr 80, poz 717, z póŸniej-szymi zmianami).

USTAWA z dnia 16 kwietnia 2004 r. – O ochronie przyrody(Dz.U. Nr 62, poz. 627, z póŸniejszymi zmianami).

USTAWA z dnia 22 kwietnia 2005 r. – O zmianie ustawy Prawogeologiczne i górnicze oraz ustawy o odpadach (Dz.U. Nr90, poz. 758).

USTAWA z dnia 28 lipca 2005 r. – O lecznictwie uzdrowisko-wym, uzdrowiskach i obszarach ochrony uzdrowiskowejoraz o gminach uzdrowiskowych (Dz.U. Nr 167, poz. 1399).

WATYCHA L., 1959 – Uwagi o geologii fliszu podhalañskiegowe wschodniej czêœci Podhala. Prz. Geol., 7, 8: 350–356.

WEIGEL J. A. V., 1801 – Geographische, naturhistorische undtechnologische Beschreibung des souverainen Herzogtums

143

Literatura

Schlesien. Dritter Theil. Die Fürstenthümer Münsterbergund Brieg. Berlin.

WEIL W., 1981 – Charakterystyka chemizmu wód wg³êbnychw utworach kompleksu mezozoicznego synklinorium war-szawskiego. Biul. Inst. Geol., 325: 89–156.

WERNE, THIEL, 1914 – Kohlensäureausbrüche beim Stein-kohlenbergbau in Niederschlesien, Südfrankreich undMährisch-Ostrau. Z. Berg-, Hütt.- u. Salinenw., 62: l–89.

WÊC£AWIK S., 1991 – Kompleksowa metodyka badañ ochro-ny surowców balneologicznych przed oddzia³ywaniemprzemys³u. Studia Rozpr., 11. PAN. Kraków.

WIKTOROWICZ B., 2004 – Wstêpna ocena stanu równowagihydrogeochemicznej szczaw Ziemi K³odzkiej przy zastoso-waniu modelowania geochemicznego. Prz. Geol., 52, 11:1071–1075.

WINDAKIEWICZ E., 1926/1927 – Solnictwo. Sole kamienne,potasowe i solanki, ich w³asnoœci, fizjografia, górnictwo,warzelnictwo. Kraków.

WITKOWSKI A. red., 1986 – Hel IG 1. Prof. G³êb. Otw. Wiert.Inst. Geol., z. 63.

WOJEWODA Z., 2005 – 200 lat tradycji. Wywiad ze Zbignie-wem Wojewod¹ – prezesem Uzdrowiska Krynica–¯egie-stów S.A. �ród³o, 17, 4: 18–19. Krajowa Izba Gospodarcza„Przemys³ Rozlewniczy”. Warszawa.

WOJTCZAK K., 2005 – Zmiany w Prawie geologicznym i gór-niczym – wprowadzenie. Prz. Geol., 53, 12: 1089.

WOY R., 1910 – Bad Reinerz in Schlesien und seine neuen He-ilquellen. Z. öff. Chem., 10.

ZEJSZNER L., 1844 – O temperaturze Ÿróde³ tatrowych i pasmprzyleg³ych. Bibl. Warsz., 2: 257–281.

ZIU£KIEWICZ M., 2003 – Zmiennoœæ chemizmu wód pod-ziemnych na obszarze £odzi. Prz. Geol., 51, 4: 327.

ZNOSKO J., 1996 – Mapa jednostek tektoniczych Polski. Pañstw.Inst. Geol. Warszawa.

ZNOSKO J. red., 1998 – Mapa tektoniczna Polski, 1:500 000.Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.

ZUBER A., GRABCZAK J., 1991 – O pochodzeniu solanek me-zozoiku Polski centralnej i pó³nocnej. W: Wspó³czesne pro-blemy hydrogeologii. 5: 202–208. SGGW-AR. Warszawa.

ZUBER A., CIÊ¯KOWSKI W., GRABCZAK J., DULIÑSKIM., 1999 – Wieki i po³o¿enie obszarów zasilania wód mine-ralnych Krynicy oszacowane ze zmian czasowych stê¿eñtrytu oraz wartoœci ä

18O i äD. Prz. Geol., 47, 6: 574–583.ZUBER A., WEISE S. M., GRABCZAK J., CIÊ¯KOWSKI W.,

1995 – Age and recharge area of thermal waters in L¹dekSpa (Sudeten, Poland), deduced from environmental isotopeand noble gas data. Jour. Hydrol., 167: 327–349.

ZUBER A., WEISE S. M., MOTYKA J., OSENBRÜCK K.,RÓ¯AÑSKI K., 2004 – Age and flow pattern of groundwa-ter in a Jurassic limestone aquifer and related Tertiary sandsderived from combined isotope, noble gas and chemicaldata. Jour. Hydrol., 286: 87–112.

¯YTKO K., 1999 – Korelacja g³ównych strukturalnych jedno-stek Karpat Zachodnich i Wschodnich. Pr. Pañstw. Inst.Geol., 168: 135–164.

144

Literatura

Wody mineralne, lecznicze i termalne - archiwum.mos.gov.pl · rê nie mniejsz¹ ni¿ 20oC i jest...

Documents

Transcript of Wody mineralne, lecznicze i termalne - archiwum.mos.gov.pl · rê nie mniejsz¹ ni¿ 20oC i jest...