Zasolenie wód podziemnych kenozoiku Polski pó³nocno-zachodniej w wyniku ascenzji solanek z mezozoiku

Zasolenie wód podziemnych kenozoiku Polski pó³nocno-zachodniej w wyniku ascenzji solanek z mezozoiku Dorota Kaczor* Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 The salinization of Cenozoic aquifers in NW Poland by ascending Mesozoic brines. Prz. Geol., 53: 489 499. Summary.Thesalinization of Cenozoic aquifers caused by brines ascending from the Mesozoic was described on the basis of results of 7747 archival chemical analyses. The zones of confirmed aquifer salinization, defined by chloride concentration exceeding 6 mg/dm 3 and 7 mg/dm 3 (upper limits of hydrochemic background values), within the Pleistocene and Paleogene, Miocene and Pliocene usable groundwater aquifers respectively, occupy an area of 86 km 2 (33 % of the study area), whilst the zones of potential salinization hazard extend on further 49 km 2 (19%). The groundwater salinization zones are mostly connected with the uplifted tectonic blocks, salt anticlines and fault zones, the structures allowing upwards directed migration of the Mesozoic brines into the Cenozoic useful aquifers. The salinization development is generally controlled by the flow directions within the active circulation zone and causes migration of brines under pressure along the tectonically produced pathways. The salinity increase affecting groundwater in the Cenozoic aquifers does not result from the recent leaching of the Zechstein salt bodies, as they are mostly isolated from the groundwater active circulation system. The ascending diluted brines constitute a potential threat to 4 (Uznam 11 and Wolin 12, Roœcino 13, Dêbno 134) from among 2 Major Groundwater Reservoirs and to 17 from among 31 main municipal groundwater intakes (total well discharge >1 m 3 /h). Key words: salinization, groundwater, ascending brines, NW Poland Geogeniczne zasolenie wód podziemnych kenozoiku pó³nocno-zachodniej Polski by³o przyczyn¹ wstrzymania eksploatacji grup studni, jak na przyk³ad w Œwinoujœciu, Kamieniu Pomorskim, Strze ewie, ó³cinie, Ko³obrzegu, Bia³ogardzie, Myœliborzu i Szczecinie. Proces ten mo e wiêc stwarzaæ realne zagro enie dla jakoœci wód poziomów u ytkowych, a okreœlenie skali tego zjawiska ma istotne znaczenie dla prawid³owego gospodarowania zasobami wód podziemnych. Dlatego celem artyku³u jest omówienie przyczyn i rozwoju ascensyjnego zasolenia wód kenozoiku oraz prognoza zagro enia stwarzanego przez ascenzjê solanek dla jakoœci G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych i wiêkszych ujêæ komunalnych. Przejawy zasolenia wód podziemnych opisywano ju w XVIII i XIX w., przedstawiaj¹c charakterystykê s³onych Ÿróde³ i wycieków oraz stanowisk roœlin s³onolubnych, w okolicy Kamienia Pomorskiego, Ko³obrzegu, Trzebiatowa, Bia³ogardu, Pyrzyc i Jeziora Miedwie (Ascherson, 1859; Deecke, 1898; Soenderop, 1911). Wyró niæ mo na dwie zasadnicze grupy pogl¹dów wyjaœniaj¹cych przyczyny zasolenia wód podziemnych kenozoiku Ni u Polskiego. W licznych, szczególnie dawniejszych pracach wyra ono pogl¹d, e g³ówn¹ przyczyn¹ jest rozpuszczanie cechsztyñskich soli przez wody infiltracyjne kr¹ ¹ce w górotworze, o czym pisali Kolago (1964), Gumu³ka (1964), Dowgia³³o (1965a), Prochazka (197), a ostatnio tak e Krawiec (1999), Kwaterkiewicz i in. (1999, 2), Krawiec i in. (2). Natomiast na podstawow¹ rolê ascenzji reliktowych wód mezozoiku w rozwoju zasolenia wód poziomów kenozoicznych wskazali Dowgia³³o (1965b), Macioszczyk (198), Górski (1989), Gmurczyk (1999), Dowgia³³o i in. (1988, 199), Dowgia³³o & Nowicki (1991, 1997). Artyku³ przedstawia czêœciowe wyniki pracy przygotowanej pod kierunkiem Prof. J. Dowgia³³o, w Studium *Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk, ul. Twarda 51/55, -818 Warszawa; dkacz@op.pl Doktoranckim, Instytutu Nauk Geologicznych, Polskiej Akademii Nauk w Warszawie. Dane hydrogeochemiczne i sposób ich opracowania Do charakterystyki ascenzyjnego zasolenia wód podziemnych kenozoiku wykorzystano 7747 analiz chemicznych z Centralnego Archiwum Geologicznego oraz archiwów BPiUBU BALNEOPROJEKT i uzdrowiska w Ko³obrzegu, a tak e Zak³adów Wodoci¹gów i Kanalizacji w Szczecinie, Gryfinie, Goleniowie, Nowogardzie, Dziwnowie i Kamieniu Pomorskim, Urzêdu Wojewódzkiego w Szczecinie i Centralnego Banku Danych Hydrogeologicznych HYDRO. Odrzucono wyniki analiz chemicznych, wskazuj¹cych na antropogeniczn¹ genezê zasolenia wód. Za podstawow¹ przes³ankê antropogenicznego pochodzenia podwy szonego stê enia jonu chlorkowego (>3 mg/dm 3 ) w wodzie przyjêto za Macioszczykow¹ (1991) i Górskim (21) wysokie zawartoœci zwi¹zków azotu i siarczanów. Wed³ug Macioszczykowej (1991) o pocz¹tkowym stadium przeobra enia antropogenicznego wód podziemnych œwiadczy podwy szona zawartoœæ amoniaku (>,1 mg/dm 3 ), azotynów (>,5 mg/dm 3 ), azotanów (>,5 mg/dm 3 ), siarczanów (>5 mg/dm 3 ). Natomiast Górski (21) zaproponowa³ by za przejaw zanieczyszczenia antropogenicznego wód podziemnych uznaæ stê enie azotanów powy ej,1 mg/dm 3 oraz siarczanów przekraczaj¹ce 4 mg/dm 3 w poziomach dobrze izolowanych, a wy sze od 75 mg/dm 3 w poziomach odkrytych. Dodatkowo uwzglêdniono g³êbokoœæ i sposób zagospodarowania miejsca opróbowania warstwy wodonoœnej. Obliczona dla rozpatrywanych studni omawianego obszaru œrednia wartoœæ stê enia chlorków w wodach podziemnych w poszczególnych przedzia³ach g³êbokoœciowych, wskazuje na wyraÿn¹ tendencjê spadkow¹ do wartoœci poni ej 3 mg/dm 3 nastêpuj¹c¹ do g³êbokoœci 25 35 m (ryc. 1). Przyjêto, e taka zmiennoœæ stê enia Cl mo e wyra aæ postêpuj¹cy z g³êbokoœci¹ zanik intensywnoœci oddzia³ywania chlorków zwi¹zanych z zanieczyszczenia- 489

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 g³êbokoœæ [m] depth [m] 5 1 15 2 25 3 35 4 45 5 55 6 65 7 75 8 85 9 95 1 15 11 115 12 Cl - [mg/dm 3] 1 2 3 4 5 6 Ryc. 1. Zmiennoœæ œredniej zawartoœci jonu Cl w wodach podziemnych kenozoiku w zale noœci od g³êbokoœci wystêpowania poziomów wodonoœnych Fig. 1. The variability of average chlorides concentration in Cenozoic aquifers related to the depth of aquifers mi antropogenicznymi. Natomiast odnotowane na g³êbokoœci powy ej 35 4 m podwy szone stê enia chlorków wi¹zaæ nale y w g³ównej mierze z zasoleniem ascenzyjnym. Obserwacje te koresponduj¹ z wynikami opisanymi przez Macioszczykow¹ & Je a (1995) dla obszaru zlewni Utraty, Górskiego (1989) dla rejonu œrodkowej Wielkopolski i Dragona (1999) dla obszaru Wielkopolskiej Doliny Kopalnej. Odrzucono tak e wyniki analiz wskazuj¹cych na wp³yw ingresji wód Ba³tyku na chemizm wód podziemnych kenozoiku, bior¹c tu pod uwagê g³ównie g³êbokoœæ wystêpowania opróbowanej warstwy i wielkoœæ stê enia jonu chlorkowego. Przyjêto za Kwaterkiewiczem i in. (1999; 2), i zasolenie pierwszego, odkrytego poziomu wodonoœnego na wybrze u jest wynikiem oddzia³ywania wód Ba³tyku, a zasolenie drugiego poziomu, izolowanego kilkudziesiêciometrow¹ warstw¹ glin, pochodzi od wód mezozoiku. Uwzglêdniono jedynie oznaczenia jonu Cl o stê eniu wy szym od œredniej dla wód Ba³tyku, wynosz¹cej 4 mg/dm 3 (K³yza, 1988). Wartoœæ górnej granicy t³a hydrogeochemicznego dla jonu chlorkowego w wodach poziomów plejstoceñskich równ¹ 6 mg/dm 3 (ryc. 2, 3) i poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu 7 mg/dm 3 (ryc. 4, 5), wyznaczono zgodnie z metodyk¹ zaproponowan¹ przez Macioszczykow¹ (1976, 199). Wydzielenie tylko tych dwóch zasadniczych grup poziomów wodonoœnych, przy obliczaniu wartoœci t³a, spowodowane jest zwykle bardzo uproszczonym opisem profilu litologicznego i stratygraficznego wiêkszoœci otworów, szczególnie w odniesieniu do osadów dawniej opisywanych jako trzeciorzêdowe. Pojêcie t³o hydrogeochemiczne pomimo, e powszechnie stosowane, nadal przez wielu autorów uznawane jest za kontrowersyjne, dlatego nale y podkreœliæ, i u ywane w tym artykule sformu³owanie górna wartoœæ t³a hydrogeochemicznego dla chlorków oznacza górn¹ granicê stê eñ chlorków pochodz¹cych z ascenzji wód s³onych. Zjawisko zasolenia ilustruje mapa wystêpowania podwy szonej zawartoœci chlorków w wodach podziemnych kenozoiku (ryc. 6), przedstawiaj¹ca studnie, w których oznaczona wartoœæ jonu Cl wynosi: 1) od 3 mg/dm 3 do wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego, 2) od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego do 25 mg/dm 3 (norma dla wód pitnych), 3) powy ej 25 mg/dm 3. Nale y tu przypomnieæ, e stê enie jonu chlorkowego o liczebnoœæ oznaczeñ number of samples 25 2 15 1 5 iloœæ oznaczeñ number of examined samples n=716 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 zawartoœæ Cl - 3 [mg/dm ] Cl - 3 concentration [mg/dm ] Ryc. 2. Rozk³ad wartoœci oznaczeñ stê enia chlorków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich Fig. 2. Distribution of chlorides concentration in Quaternary Pleistocene aquifers czêstoœæ skumulowana [%] cumulated of frequency [%] 1 9 8 7 6 5 4 3 2 1 górna granica t³a chlorkowego dla wód poziomów plejstoceñskich 6 upper limit of the hydrogeochemical background values for the Pleistocene aquifers 1 3 5 6 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 zawartoœæ Cl - 3 [mg/dm ] Cl - 3 concentration [mg/dm ] Ryc. 3. Czêstoœæ skumulowana wartoœci oznaczeñ stê enia chlorków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich Fig. 3. Cumulated frequency of chloride concentration in Pleistocene aquifers liczebnoœæ oznaczeñ number of samples 3 25 2 15 1 5 iloœæ oznaczeñ number of examined samples n=644 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 zawartoœæ Cl - 3 [mg/dm ] Cl - 3 concentration [mg/dm ] Ryc. 4. Rozk³ad wartoœci oznaczeñ stê enia chlorków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu Fig. 4. Distribution of chlorides concentration in Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers czêstoœæ skumulowana [%] cumulated of frequency [%] 1 9 8 7 6 5 górna granica t³a chlorkowego 4 dla wód poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu 7 3 upper limit of the hydrogeochemical background values 2 for the Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers 1 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 zawartoœæ Cl - 3 [mg/dm ] Cl - 3 concentration [mg/dm ] Ryc. 5. Czêstoœæ skumulowana wartoœci oznaczeñ stê enia chlorków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu Fig. 5. Cumulated frequency of chloride concentration in Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers 49

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 wartoœci 3 mg/dm 3, zosta³o przez Macioszczykow¹ (1991), Grube (2) i Górskiego (21), przyjête za wartoœæ graniczn¹, wskazuj¹c¹ ju na trwanie procesu zasolenia wód u ytkowych Ni u Polsko-Niemieckiego. Spoœród 716 opróbowanych studni, ujmuj¹cych wody poziomów plejstoceñskich w 1259 studniach (17,7% oznaczeñ) zawartoœæ jonu chlorkowego wynosi od 3 do 6 mg/dm 3, w 623 studniach (8,7% oznaczeñ) wynosi od 61 do 25 mg/dm 3, a w 12 studniach (1,4% oznaczeñ) przekracza 25 mg/dm 3 (ryc. 2). Na mapie wystêpowania podwy szonej zawartoœci chlorków w wodach podziemnych kenozoiku (ryc. 6) naniesiono tylko 754 studnie, gdy w przypadku ujêæ wielootworowych i w obszarach o du ym zagêszczeniu otworów, ze wzglêdów technicznych uwarunkowanych skal¹ mapy, uwzglêdniano tylko jedn¹ studniê o najbardziej reprezentatywnej wartoœci oznaczenia chlorków. Wœród 644 opróbowanych studni zafiltrowanych w poziomach paleogenu, miocenu i pliocenu, w 52 studniach (8,% oznaczeñ) zawartoœæ jonu chlorkowego wynosi od 3 do 7 mg/dm 3, w 44 studniach (6,8% oznaczeñ) wynosi od 71 do 25 mg/dm 3,aw21studniach (3,2% oznaczeñ) przekracza 25 mg/dm 3 (ryc. 4). Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich Za strefy udokumentowanego zasolenia wód poziomów plejstoceñskich przyjêto obszary zgrupowañ studni, w których odnotowano zawartoœæ jonu chlorkowego wy sz¹ od 6 mg/dm 3, czyli od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego. Wystêpowanie tych stref wykazuje zwi¹zek z wyniesionymi blokami tektonicznymi, strefami uskokowymi i formami tektoniki solnej. Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich w pó³nocnej czêœci antyklinorium pomorskiego Pó³nocna czêœæ antyklinorium pomorskiego, obejmuj¹ca wyniesione bloki Wolina, Gryfic i Ko³obrzegu pomiêdzy Œwinoujœciem a Bia³ogardem (ryc. 6), charakteryzuje siê warunkami geologicznymi sprzyjaj¹cymi ascenzji solanek mezozoiku. Wskutek erozyjnego usuniêcia izoluj¹cych osadów paleogenu, silnie pociête uskokami ska³y mezozoiku, zawieraj¹ce wody zasolone, kontaktuj¹ siê tu bezpoœrednio z poziomami plejstoceñskimi. Najbardziej znane s¹ wyst¹pienia wód zasolonych w obrêbie plejstoceñskiej pokrywy antykliny Ko³obrzegu (Deecke, 1898; Dowgia³³o, 1965a, b; Krawiec, 1999). Wspó³czesn¹ kontynuacjê procesu ascenzji potwierdzaj¹ samowyp³ywy solanek o mineralizacji od 45 do 51 g/dm 3, obserwowane w otworach nr 18, 35, 31 w uzdrowisku w Ko³obrzegu (Bronikowska-Chomej, 1995). Opisane przez Dowgia³³ê (1965a) otwory ujmuj¹ce zasolone wody z warstw plejstoceñskich zosta³y ju niemal wszystkie zlikwidowane. Zasolenie wód poziomów plejstoceñskich jest obecnie obserwowane w studniach 16A (czynnej) i 16B (zastêpczej) w rozlewni wód Per³a Ba³tyku, ujmuj¹cych warstwê wodonoœn¹ na g³êbokoœci 4,5 64, m (ryc. 6, 7). Wyniki analiz wykonanych przez Balneoprojekt w latach 21 22 wykazuj¹ wysok¹ zawartoœæ chlorków (215,5 5,6 mg/dm 3 ) i pierwiastków œladowych, jak brom (,7 1,7 mg/dm 3 ), jod (,11,21 mg/dm 3 ), stront (,74 1,3 mg/dm 3 ) i bar (,4,6 mg/dm 3 ), co potwierdza ascenzyjne pochodzenie tych wód. Na tak¹ genezê zasolenia wód wskazuj¹ te wyniki badañ izotopów trwa³ych tlenu i wodoru oraz trytu, wykonane dla wód z otworu 16A w 1997 r. (Krawiec, 1999). W okolicy Kamienia Pomorskiego wystêpuje zgrupowanie 34 studni (ryc. 6), ujmuj¹cych podglinowe plejstoceñskie warstwy wodonoœne, w których oznaczono podwy szon¹ zawartoœæ chlorków (3 297 mg/dm 3 ), a silnie pociête uskokami ska³y jurajskie i kredowe, zawieraj¹ce wody zasolone, le ¹ tu na g³êbokoœci 1 4 m. Maksymaln¹ zawartoœæ jonu chlorkowego równ¹ 297 mg/dm 3, odnotowano w 1972 r. w warstwie plejstoceñskiej ujêtej na g³êbokoœci 28,5 m w studni nr 1 w PGR ó³cino (na pó³noc od Kamienia Pomorskiego). Samowyp³ywy w otworach ujmuj¹cych solanki, Edward II w Kamieniu Pomorskim, Jatki II i Józef w Dziwnówku oraz naturalne wyp³ywy solankowe w Œwierznie (Schulte, 1921), potwierdzaj¹ wspó³czesn¹ ascenzjê wód zasolonych do poziomów plejstoceñskich. Budowa geologiczna i warunki hydrogeologiczne opisywanego obszaru sprawiaj¹, e ³atwo dochodzi do wzrostu zasolenia wód wskutek nadmiernej eksploatacji. Na przyk³ad, w studni H 1 ujêcia komunalnego w Kamieniu Pomorskim, ujmuj¹cej poziom plejstoceñski na g³êbokoœci 2 m, w latach 1987 1999 odnotowano wzrost zawartoœci jonu chlorkowego od 35 do 498 mg/dm 3. Badania trwa³ych izotopów tlenu i wodoru potwierdzaj¹ ascenzyjne pochodzenie zasolenia wód tego ujêcia (Krawiec, 1999). Powa nym problemem jest zasolenie wód (ryc. 6, 8), ujêcia komunalnego Wydrzany w Œwinoujœciu (na pograniczu synklinorium szczeciñskiego i antyklinorium pomorskiego), od 1973 r. eksploatuj¹cego plejstoceñsk¹ warstwê wodonoœn¹ na g³êbokoœci 2 3 m. W tym jednak przypadku zasolenie t³umaczone jest zwykle wp³ywem wód Ba³tyku (Jarz¹bek & P³ochniewski, 1991; Kucharski & Twarogowski, 1993), choæ nie brak te interpretacji wi¹ ¹cych ten problem z ascenzj¹ zasolonych wód mezozoiku (Matkowska, 1983; Kachnic, 1999). Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich nad strefami uskokowymi WyraŸn¹ kumulacjê wyst¹pieñ podwy szonych stê eñ chlorków w wodach poziomów plejstoceñskich widaæ wzd³u strefy dyslokacyjnej Œwinoujœcie Drawsko, oddzielaj¹cej antyklinorium pomorskie od synklinorium szczeciñskiego, szczególnie miêdzy Nowogardem i obzem (ryc. 6). W 55 studniach, ujmuj¹cych warstwy wodonoœne po³o one na g³êbokoœci wiêkszej od 2 m, odnotowano zawartoœæ chlorków od 31 do 569 mg/dm 3 (Kaczor, 2a, b). Najwy sze stê enie jonów chlorkowych stwierdzono w latach 197 1978, na nieczynnym obecnie ujêciu w Konarzewie ko³o Nowogardu, gdzie w studni nr 2 odnotowano 569 Cl mg/dm 3, a w studni nr 1 stê enie chlorków wynosi³o 322 mg/dm 3. Analizy chemiczne tych wód ujmowanych na g³êbokoœci 28,5 32, m, wykaza³y jednoczeœnie bardzo nisk¹ zawartoœæ zwi¹zków azotu (NH 4 =,4 mg/dm 3,NO 2 =,1 mg/dm 3,NO 3 =,1 mg/dm 3 ), zmniejszaj¹c¹ prawdopodobieñstwo wp³ywu zanieczyszczeñ antropogenicznych. WyraŸny wzrost zawartoœci jonu chlorkowego od 34 do 89,7 mg/dm 3, odnotowano w latach 197 1999 w warstwie plejstoceñskiej, na g³êbokoœci 59 m w studni nr 1 w Rogowie (na wschód od Nowogardu). Oznaczenie wykonane w 1999 roku, wykaza³o znikom¹ zawartoœæ zwi¹zków azotu wynosz¹c¹ odpowiednio dla NH 4 =,4 mg/dm 3, NO 2 491

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 SZCZECIN WARSZAWA Dziwnówek Edward II Józef Kamieñ Pom. IG1 Œwinoujœcie Jatki II II T 2 Kamieñ T J 3 1 Pomorski II opisywany obszar study area Wolin Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon Police MORZE BA TYCKIE BALTIC SEA J 3 T 2 Mrze yno Trzebiatów Gryfice Resko Konarzewo Nowogard Goleniów I I Ustronie Ko³obrzeg IG 1 B1, B2 Grzybowo 1 Rega Anastazja obez Jamno IG 3 Œwidwin Mielno KOSZALIN Biesiekierz 1 Bia³ogard Dêbczyno Parsêta Po³czyn Zdrój Padew SYNKLINORIUM POMORSKIE POMORZE SYNCLINORIUM 17 E Wieprza Szczecinek NIEMCY GERMANY Gryfino III III SZCZECIN Jez. Miedwie Miedwie Lake Marianowo 1 J 1 J 1 Stargard Szczeciñski Ina T 2 ANTYKLINORIUM POMORSKIE POMORZE ANTICLINORIUM Czaplinek Kalisz Pomorski Wa³cz Gwda Widuchowa Rurzyca Tywa Pyrzyce P³onia Choszczno Drawno V V Drawa Tuczno PI A Pi³a IG 1 Noteæ Odra 1km Chojna Oder River 52 35 N IV Myœla Dêbno Myœlibórz Warta IV Strzelce Krajeñskie MONOKLINA PRZEDSUDECKA FORESUDETIC MONOCLINE GORZÓW WLKP. SYNKLINORIUM SZCZECIÑSKIE SZCZECIN SYNCLINORIUM Noteæ Warta Wronki T 2 Czarnków Ryczywó³ poduszki i wa³y solne salt pillows and walls kierunki przep³ywu wód podziemnych piêtra kenozoicznego (wg Paczyñskiego-red., 1993) flow direction within Cenozoic aquifers (after Paczyñski-ed., 1993) uskoki stwierdzone confirmed faults granice g³ównych jednostek tektonicznych borders of the main structural units Dzia³y wód powierzchniowych: Watersheds: I I Jatki II diapiry solne przecinaj¹ce czêœciowo osady mezozoiku (kolor i symbol oznacza wiek ska³ le ¹cych na utworach cechsztyñskich; salt diapirs partly piercing Mesozoic strata (color and letter symbols show the age of the rock overlying salt) zasiêg wystêpowania utworów paleogenu, miocenu i pliocenu (wg Ciuka i Piwockiego, 1988) extent of the Paleogene, Miocene and Pliocene deposits (after Ciuk and Piwocki, 1988) pierwszego rzêdu of the first order linia przekroju geologicznego line of geological cross-section Samowyp³ywy solanek w otworach wiertniczych: Artesian flows in the boreholes: z poziomu jury from Jurassic aquifers uskoki przypuszczalne hipothetical faults drugiego rzêdu of the second order Grzybowo 1 z poziomu triasu from Triassic aquifers Zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych poziomów plejstoceñskich: Chlorides concentration in Pleistocene aquifers: 3-6 mg/dm 3 61-25 mg/dm 3 > 25 mg/dm 3 Zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu: Chlorides concentration in Paleogene, Miocene and Pliocene aquifers: 3-7 mg/dm 3 71-25 mg/dm 3 > 25 mg/dm 3 492

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 I W ROZLEWNIA WÓD WATER BOTTLING 16B 16A 1 8,1 7,7 5,7 6, KO OBRZEG UZDROWISKO HEALTH-RESORT B1 5, 1,7 2,2 I' E 1 II II' S N ŒWINOUJŒCIE UJÊCIE WYDRZANY UJÊCIE PARKOWA WYDRZANY GROUNDWATER INTAKE PARKOWA GROUNDWATER INTAKE 1 Ps16 Ps4 S4 T28 IIIs Is 1 2,9,5,2-2,8-1 -1-1 -1-2 -2-2 -2-3 -3-3 3, m 32, m 3, m -3-4 -4-4 -4-5 46, m -5-5 5, m -5-6 67, m -6-6 -6-7 -8 Objaœnienia do ryc.7-11: Explanation fr o Fig. 7-11: piaski sands gliny tills mu³ki silts i³y clays wapienie limestones 1km 557 mgcl/dm 3 6, studnia well punkt opróbowania sampling point Ryc. 7. Przekrój geologiczny I I Fig. 7. Geological cross-section I I 18, m uskoki faults stwierdzona zawartoœæ chlorków w wodach podziemnych chlorides concentration in groundwater samples zwierciad³o wód podziemnych ( nawiercone, ustalone w ) water table ( stated, stabilised in ) <,1 mg/dm 3,NO 3 <,1 mg/dm 3 i równie nisk¹ zawartoœæ siarczanów 8,2 mg/dm 3 (Kaczor, 2 a). Intensywne zasolenie wód poziomów plejstoceñskich zaznacza siê na ujêciach Bia³ogardu i jego okolicy, przez Ryc. 6. Mapa wystêpowania podwy szonej zawartoœci chlorków w wodach podziemnych kenozoiku. Budowa strukturalna permo-meozoiku (wg Po aryskiego, 1974; Dadleza, 1976; Dadleza i in. [W:] Znosko, 1998) Fig. 6. Map of the increased chlorides content distribution for Cenozoic aquifer. Structural scetch of the Permo Mesozoic (after Po aryski, 1974; Dadlez, 1976; Dadlez et al. [In:] Znosko, 1998). Poduszki i wa³y solne (salt pillows and walls):1 Nowe Warpno, 2 Rokita, 1 Resko, 11 Œwidwin, 12 Krakówko, 15 Goleniów, 19 obez, 2 Barwice, 21 Lotyñ, 22 Szczecin, 23 Marianowo, 25 Drawsko, 26 Gryfino, 27 Pyrzyce, 28 Choszczno, 29 Recz, 31 Miros³awiec Trzcianka, 32 Krajenka, 33 Widuchowa, 34 Banie, 35 Lipiany, 36 P³awno, 38 Pi³a, 39 Chojna, 4 Myœlibórz, 41 Karsko, 42 Pe³czyce, 43 Drezdenko, 45 Cedynia, 46 Czelin, 47 Dêbno. Diapiry solne (salt diapirs): 2 Przytór, 3 Miêdzyzdroje, 4 Dargob¹dz, 5 Kodr¹b, 6 Goleniów, 8 Wysoka, 9 Nowogard, 14 Wierzchos³aw, 16 Ostrzyca, 17 Grzêzno, 18 Oœwino, 24 Iñsko, 29 Drawno, 3 Dominikowo, 37 Cz³opa, 44 Szamotu³y -7-8 -7-8 1km Ryc. 8. Przekrój geologiczny II II Fig. 8. Geological cross-section II II 9,2 m 83, m któr¹ biegnie strefa uskokowa Karlino Szczecinek, rozgraniczaj¹ca antyklinorium pomorskie od synklinorium pomorskiego oraz wiele uskoków ni szej rangi (ryc. 6). Podwy szon¹ zawartoœæ jonu chlorkowego od 31 do 19 mg/dm 3 odnotowano w kilkudziesiêciu studniach, ujmuj¹cych warstwê wodonoœn¹ o stropie po³o onym na g³êbokoœci powy ej 2 m. Zgrupowanie kilkudziesiêciu studni, w których oznaczono anomalne stê enie chlorków, jest umiejscowione w okolicy Koszalina, towarzysz¹c uskokom przecinaj¹cym ca³y kompleks mezozoiczny (Dadlez, 1976), które mog¹ tworzyæ drogi ascenzji solanek, rozcieñczonych w poziomach plejstoceñskich przez wody infiltracyjne. Na przyk³ad, w 1962 r. w studni numer 1 w Mielnie Unieœciu, na g³êbokoœci 61, 75, m, odnotowano zawartoœæ jonu chlorkowego 26 mg/dm 3, przy mineralizacji ogólnej 46 mg/dm 3 (Dowgia³³o, 1965a). Stê enie jonu chlorkowego zmniejsza siê ku górze i wynosi 25 mg/dm 3 w studni nr 2, zafiltrowanej na g³êbokoœci 54,1 63,8 m, sugeruj¹c III III' NW SE NE SW 12 SZCZECIN 12 8 8 MAT. BIUR. DELFIN MLECZARNIA DELFIN COMPANY DAIRY 4 SZPITAL PKP 4 PKP HOSPITAL 55,7 m PORT (WYSPA ASZTOWNIA) PORT ( ASZTOWNIA ISLAND) -4 19 m 5 m -4-8 83, m -8-12 114 m -12-16 -16 17 m -2-2 -24-24 1km Ryc. 9. Przekrój geologiczny III III Fig. 9. Geological cross-section III III -7-8 493

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 IV SW CZERNIKÓW NAWROCKO MYŒLIBÓRZ RENICE 12 UJÊCIE KOMUNALNE MUNICIPAL GROUNDWATER INTAKE 8A 8 S3 8 1 63, 51, 4 45 m 5 m 52 m 4 m -4-8 -12-16 -2-24 -28 ascensyjne pochodzenie zasolenia wód ujmowanego poziomu. Strefy zasolenia wód poziomów plejstoceñskich nad strukturami solnymi WyraŸna kumulacja punktów odpowiadaj¹cych oznaczeniom podwy szonej zawartoœci chlorków w wodach poziomów plejstoceñskich zaznacza siê na 31 spoœród 47 rozpatrywanych antyklin solnych: Szczecina, Krakówka, Gryfina, Chabowa, Maszewa, Marianowa, Choszczna, Recza, Dominikowa, obza, Œwidwina, Grzêzna, Woœwina, Pi³y, Cz³opy, Po³czyna, Barwic, Lotynia, P³awna, Drezdenka, Pe³czyc, Karska, Myœliborza, Dêbna, Czelina, Widuchowej, Lipian, Bania, Miêdzyzdrojów, Dargob¹dza i 494 28 m 171 m 1km Ryc. 1. Przekrój geologiczny IV IV Fig. 1. Geological cross-section IV IV 155 m 176 m 18 m 2 m 393 m V SW 12 1 CHOSZCZNO ZAMÊCIN NADARZYN P OTNO MLECZARNIA 8 DAIRY 6 4 POHZ 2 1Z 4 2-2 73 m -4 15 m 75 m -6 19 m 115 m 112 m -8-1 14 m -12-14 -16-18 -2-22 5km Ryc. 11. Przekrój geologiczny V V Fig. 11. Geological cross-section V V IV' NE 12 8 4-4 -8-12 -16-2 -24-28 Kodrêbia (ryc. 6). Istnienie takiego zwi¹zku sugeruje, e grzbiety antyklin solnych s¹ obszarami wzmo onej ascenzji zasolonych wód do poziomów plejstoceñskich. Obszary nad grzbietami wiêkszoœci tych antyklin solnych odznaczaj¹ siê brakiem lub zmniejszon¹ mi¹ szoœci¹ s³abo przepuszczalnych i³ów dolnego oligocenu (rupelu), izoluj¹cych wody poziomów plejstoceñskich od solanek mezozoiku. W po³udniowo-wschodniej czêœci opisywanego terenu tak¹ rolê odgrywaæ mog¹ tak e i³y plioceñskie. Wyniesione wskutek ruchów glaciizostatycznych obszary antyklin solnych by³y wyeksponowane na wzmo on¹ erozjê i egzaracjê, niszcz¹cych osady kenozoiku. Usuniêcie lub zmniejszenie gruboœci izoluj¹cych warstw ilastych prowadzi³o do powstania okien hydrogeologicznych, w obrêbie których poprzez system spêkañ zachodzi migracja solanek mezozoiku do poziomów wodonoœnych plejstocenu oraz pliocenu i miocenu. Ascenzja wód s³onych mo e byæ szczególnie wzmo ona na grzbietach antyklin, gdy powstaj¹ce tu szczeliny w trakcie ruchów wypiêtrzaj¹cych mog¹ ulegaæ rozwarciu. Strefy kumulacji punktów o podwy szonej zawartoœci chlorków kontynuuj¹ siê tak e na obszarach s¹siednich synklin, rozprzestrzeniaj¹c siê zgodnie z kierunkami przep³ywu wód podziemnych. Przedstawiony schemat systemu kr¹ enia wód podziemnych kenozoiku (ryc. 6) naszkicowano w oparciu o Atlas hydrogeologiczny Polski 1 : 5 (Paczyñski, 1993). Wody podlegaj¹ce cyrkulacji w górnych partiach górotworu rozcieñczaj¹ ascenduj¹ce ze ska³ mezozoiku solanki, a powsta³e w ten sposób roztwory p³yn¹ ku strefom drena u, czyli dolinom rzecznym. Dlatego te strefy stwierdzonego zasolenia wód nie zawsze pokrywaj¹ siê ze strefami ascenzji. Nad grzbietem antykliny solnej Szczecina stwierdzono istnienie okien hydrogeologicznych i relatywnie p³ytkie V' NE 12 1 8 6 4 2-2 -4-6 -8-1 -12-14 -16-18 -2-22 wystêpowanie wód zasolonych w ska³ach górnokredowych, bezpoœrednio kontaktuj¹cych z osadami plejstocenu (ryc. 6, 9). Na przyk³ad, w porcie szczeciñskim na wyspie asztowni, na g³êbokoœci 92 m, w ska³ach kredowych nawiercono solankê o mineralizacji 48 g/dm 3 (Linstow, 1913). Obecnoœæ solanek potwierdzi³y wyniki wykonanego w pobli u, w 1956 r., otworu o g³êbokoœci 114 m, w którym odnotowano wyraÿny wzrost zawartoœci chlorków z g³êbokoœci¹ (Dowgia³³o, 1965a). W osadach czwartorzêdowych, na g³êbokoœci 86,9 m zawartoœæ jonu chlorkowego wynosi³a 228 mg/dm 3, a ju na g³êbokoœci 1 m w ska³ach kredy równa by³a 2692 mg/dm 3 (ryc. 9). Wyst¹pienia wód zasolonych w utworach plejstoceñskich odnotowano te w wielu studniach w centrum Szczecina. S³one wody o mineralizacji 4,6 g/dm 3 i zawartoœci chlorków 2449 mg/dm 3 nawiercono w osadach plejstocenu na g³êbokoœci 89 m, w pobli u nieistniej¹cego ju budynku gie³dy obok starego ratusza (Deecke, 196). W otworze wykonanym w 1959 r., dla mleczarni przy ul. Jagielloñskiej, na g³êbokoœci 95,5 99,6 m, w poziomach plejstoceñskich stwierdzono wystêpowanie wód o zawartoœci chlorków równej 2535,5 mg/dm 3, przy minerali-

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 Œwinoujœcie Wydrzany MORZE BA TYCKIE BALTIC SEA Trzebiatów Ko³obrzeg Roœciêcino 13 KOSZALIN Bogucino Bia³ogard 14 119 118 17 E 11 12 Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon Ujêcie dla Wolina Water Intake for Wolin Nowogard Gryfice Resko Dêbczyno Œwidwin 12 NIEMCY GERMANY 122 Police Goleniów Pilchowo Œwierczewo SZCZECIN 123 Ko³baskowo Gryfino Nowe Czarnowo Krzypnica Pyrzyce Stargard Szczeciñski Choszczno Drawno Kalisz Pomorski Czaplinek 125 Wa³cz 125 PI A 126 127 Odra Oder River 52 35 N 52 35 N 1km Dêbno 134 Barlinek GORZÓW WLKP. 135 Siedlice 137 138 136 127 127 Drezdenko 147 146 127 138 Czarnków Wronki Chodzie 139 137 G³ówne Zbiorniki Wód Podziemmnych (wg Kleczkowskiego, 199) The Major Groundwater Reservoirs (after Kleczkowski, 199) Numer GZWP: Number of MGWR: 11 wyspa Uznam (Uznam Island) 12 wyspa Wolin (Wolin Island) 13 Roœcino 14 Sianowo 118 Polanów 119 Mostowo 12 Bobolice 122 Szczecin 123 Stargard-Goleniów 125 Wa³cz-Pi³a 126 Szczecinek 127 Z³otów-Pi³a-Strzelce 134 Dêbno 135 Barlinek 136 Dobiegniewo 137 Pradolina Warty ( Warta River ice-marginal valley) 138 Pradolina Noteci (Noteæ River ice-marginal valley) 139 Smogulec-Margonim 146 Jezioro Bytyñskie-Wronki-Trzciel ( Bytyñ Lake-Wronki-Trzciel) 147 dolinawarty(warta Valley) strefy o stwierdzonym zasoleniu wód podziemnych the zones of confirmed aquifer salinization strefy potencjalnie zagro one ascenzj¹ wód zasolonych the zones of potential salinization hazard Ujêcia wód podziemnych o wydajnoœci powy ej 1 m 3/h: Groundwater intakes, discharge over 1 m 3/h: zagro one ascenzyjnym zasoleniem high salinization hazard zagro one w niewielkim stopniu low salinization hazard niezagro one non salinization hazard obszar mo liwych ingresji wód Morza Ba³tyckiego area of possible Baltic Sea waters intrusion Ryc. 12. Mapa zagro enia ascensyjnym zasoleniem wód podziemnych kenozoiku Fig. 12. Map of salinization hazard for Cenozoic aquifers 495

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 zacji ogólnej 4,2 g/dm 3 (Dowgia³³o, 1965a). Zasolenie wód poziomu plejstoceñskiego potwierdzaj¹ analizy wody wykonane w tej e mleczarni w latach 1968 i 1973 ze studni nr 4, w której na g³êbokoœci 2,9 35,7 m odnotowano zawartoœæ chlorków równ¹ 15 mg/dm 3. W oddalonym o ok. 2 m otworze wykonanym w 1971 r. dla Zak³adów Materia³ów Biurowych Delfin przy ul. Œciegiennego, na g³êbokoœci 84 95 m, w poziomie plejstoceñskim odnotowano zawartoœæ jonu chlorkowego w wysokoœci 282 mg/dm 3 (ryc. 9). W otworze odwierconym w 1984 r., dla Szpitala Kolejowego przy ulicy Wyzwolenia, na g³êbokoœci 54 58 m w osadach plejstoceñskich odnotowano zawartoœæ chlorków równ¹ 318 mg/dm 3, przy mineralizacji 896 mg/dm 3, a ju na g³êbokoœci 79 m zawartoœæ chlorków wzros³a do 14 mg/dm 3 (Matkowska, 199). W obszarze nad antyklin¹ soln¹ Myœliborza, w 18 studniach oznaczono podwy szon¹ zawartoœæ jonu chlorkowego wynosz¹c¹, od 3 do 23 mg/dm 3 (ryc. 6). Na przyk³ad w otworach nr 8, 8A, S3, i 1 ujêcia komunalnego w Myœliborzu, podczas próbnych pompowañ w latach 196 1982, stwierdzono zawartoœæ chlorków od 126 do 23 mg/dm 3 (ryc. 1). G³êbokoœæ po³o enia tego poziomu od 116 do 173 m, ponad stumetrowy nadk³ad glin i wyniki analiz chemicznych (powtórzone czterokrotnie w okresie 2 lat) wykazuj¹ce zbli on¹ zawartoœæ chlorków, wykluczaj¹ mo liwoœæ antropogenicznej genezy tak wysokiego zasolenia wód, potwierdzaj¹c trwanie procesu ascenzji. Obecnie otwory te s¹ nieczynne, a eksploatacja wód odbywa siê z wy szych warstw. Erozyjn¹ nieci¹g³oœæ pokrywy i³ów oligocenu, umo liwiaj¹c¹ rozwój ascenzji, stwierdzono na wierzcho³ku antykliny solnej Choszczna, w otworze 1Z w Pañstwowym Oœrodku Hodowli Zwierz¹t w Nadarzynie. Strop mezozoiku zbudowany z nawierconej tu na g³êbokoœci 115 m kredy pisz¹cej, przykryty jest silnie piaszczyst¹ glin¹ zwa³ow¹ o mi¹ szoœci 16 m (ryc. 6, 11), stanowi¹c¹ jedyn¹ warstwê izolacyjn¹ dla osadów mu³kowo-piaszczystych zafiltrowanych na g³êbokoœci od 66 do 72 m, w wykonanej obok studni nr 2. Oznaczona w trakcie budowy tej studni zawartoœæ jonów chlorkowych wynios³a 75 mg/dm 3, co mo e wskazywaæ na migracjê wód s³onych z poziomu górnokredowego. Tak e w warstwie po³o onej ni ej, na g³êbokoœci od 78, do 15,4 m, w studni numer 4, wykonanej dla mleczarni w Choszcznie, stê enie jonu chlorkowego wynios³o 88, mg/dm 3 przy braku azotynów i azotanów. Ponadto, w 38 otworach w okolicy Choszczna, zafiltrowanych na g³êbokoœci poni ej 2 m, oznaczono podwy szon¹ zawartoœæ chlorków od 31 do 16 mg/dm 3 (ryc. 6). Strefy zasolenia wód poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu Wody poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu (opisywanych dawniej jako trzeciorzêdowe) s¹ rzadko ujmowane na opisywanym terenie, a dane hydrochemiczne s¹ rozproszone i informuj¹ o zasoleniu tylko w odosobnionych punktach (ryc. 6). Jedyna strefa stwierdzonego zasolenia, udokumentowana przez zgrupowanie 3 studni, w których wykazano zawartoœæ chlorków powy ej 7 mg/dm 3 (wiêksz¹ od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego) wystêpuje wokó³ struktury solnej Szamotu³. W studniach tych, ujmuj¹cych g³ównie warstwy mioceñskie na g³êbokoœci od 48 do 177,2 m, stwierdzono anomaln¹ zawartoœæ chlorków od 74, do 1835, mg/dm 3, a tylko w 7 studniach stê enie jonu chlorkowego wynosi³o od 32, do 53, mg/dm 3. Ascenzja wód s³onych w tym przypadku wi¹ e siê najprawdopodobniej z aktywnymi uskokami, przecinaj¹cymi strukturê soln¹ Szamotu³, a do stropu mezozoiku. Najwy sze stê enie chlorków w wodach poziomów paleogenu i miocenu, 43 66 mg/dm 3, odnotowano w 6 studniach w Mielnie ko³o Koszalina, na g³êbokoœci od 78, do 86, m (ryc. 6). S¹ to stê enia wy sze od stê enia jonu Cl typowego dla wód Ba³tyku, co w po³¹czeniu z samowyp³ywem solanki w otworze Jamno IG 3, sugeruje ascenzyjn¹ genezê zasolenia wód poziomu mioceñskiego okolic Mielna. Zagro enie ascenzyjnym zasoleniem G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych i ujêæ wód podziemnych Na opisywanym obszarze wystêpuje 2 G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych, o numerach 11 14, 118 12, 122, 123, 125 127, 134 139, 146, 147 (Kleczkowski, 199). Wyznaczono je g³ównie w dolinnych i miêdzymorenowych osadach plejstocenu, a tylko zbiorniki nr 126, 127, 134 i 146 obejmuj¹ równie utwory paleogenu i miocenu. Wyznaczaj¹c obszary zasilania poszczególnych GZWP (okreœlanych dawniej jako Obszary Wysokiej OWO i Najwy szej Ochrony ONO), za zasadnicze kryterium zabezpieczenia przyjêto gruboœæ i litologiê osadów nadk³adu poziomu wodonoœnego, a za podstawowe zagro enie dla jakoœci wód uznano zanieczyszczenia antropogeniczne (Kleczkowski, 199; Paczyñski, 23). Zamierzeniem autorki jest zasygnalizowanie tego, e równie rozwój procesu ascenzji wód zasolonych w wielu miejscach stanowi potencjalne zagro enie dla jakoœci wód GZWP. Problem ten ilustruje mapa zagro enia ascenzyjnym zasoleniem wód podziemnych kenozoiku (ryc. 12). Na mapê naniesiono wszystkie 2 GZWP na tle opisanych wczeœniej stref stwierdzonego zasolenia i stref potencjalnego zagro enia zasoleniem wód poziomów kenozoicznych. Za strefy potencjalnego zagro enia zasoleniem, przyjêto grzbiety antyklin solnych i wyniesione bloki tektoniczne, odznaczaj¹ce siê brakiem lub ma³¹ mi¹ szoœci¹ izoluj¹cych i³ów oligoceñskich i plioceñskich oraz silnie pociête uskokami, czyli o budowie sprzyjaj¹cej ascenzji wód zasolonych. Na tej podstawie wyznaczono GZWP zagro one ascenzyjnym zasoleniem, do których nale ¹ przede wszystkim Zbiorniki Wyspy Uznam 11 i Wyspy Wolin 12 (nara one tak e na oddzia³ywanie wód Ba³tyku), Roœcina (13) oraz Dêbna (134), które niemal w ca³oœci mieszcz¹ siê w obrêbie stref stwierdzonego zasolenia wód podziemnych (ryc. 12). W obszarze nadmorskim, w strefach powolnej wymiany wód zasolenie mo e siê tak e wi¹zaæ z wodami m³odoreliktowymi, pozosta³ymi po morzu litorynowym (Kozerski & Kwaterkiewicz, 1984, 1988). Tak e fragmenty zbiorników o numerach 118, 119, 12, 125, 126, 127, 122, 123, 135, 137, 138, 146 i 139, wystêpuj¹ w strefach stwierdzonego i potencjalnego zasolenia. Zbiorniki Sianowo (14), Dobiegniewo (136) i doliny rzeki Warty (147), umiejscowione s¹ poza strefami stwierdzonego i potencjalnego zasolenia wód podziemnych, co oznacza, e brak jest przes³anek wskazuj¹cych na zagro enie ascenzj¹ wód zasolonych mezozoiku. W podobny sposób rozwa ono zagro enie jakie stwarza ascenzja wód zasolonych dla 31 najwiêkszych w regionie ujêæ wód podziemnych, o wydajnoœci powy ej 1 496

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 m 3 /h (ryc. 12). Podstaw¹ by³y oznaczenia zawartoœci chlorków z okresu budowy studni, a tylko w niektórych przypadkach wykorzystano dodatkowo wyniki analiz chemicznych wykonane dla arkuszy Mapy hydrogeologicznej Polski 1:5. Do grupy zagro onych ascenzj¹ zaliczono 17 ujêæ umiejscowionych w strefach stwierdzonego zasolenia wód podziemnych. Stê enie chlorków powy ej 6 mg/dm 3 odnotowano w pojedynczych studniach na 7 ujêciach w Œwinoujœciu ( Wydrzany ), Wolinie, Ko³obrzegu ( Bogucino ), Koszalinie, Gryfinie, Nowym Czarnowie i Czarnkowie, a na 6 ujêciach w Gryficach, Nowogardzie, Krzypnicy, Stargardzie Szczeciñskim, Wa³czu i Siedlicach odnotowano zawartoœæ chlorków od 3 do 6 mg/dm 3. Natomiast na 4 ujêciach komunalnych w Ko³obrzegu ( Roœciêcino ), Trzebiatowie, Goleniowie i Choszcznie, stê enie chlorków nie przekracza 3 mg/dm 3. Ujêcia w Stargardzie Szczeciñskim, Ko³obrzegu, Gryficach, Trzebiatowie, Siedlicach, Gryfinie, Wolinie, Czarnkowie, Goleniowie czy Krzypnicy le ¹ w strefach drena u, co sprzyja migracji chlorków z obszarów stwierdzonej ascenzji ku dolinom rzecznym, przy których umiejscowione s¹ te ujêcia. Do grupy ujêæ o niskim stopniu zagro enia ascenzj¹ wód s³onych zaliczono ujêcia w Policach, Resku, Ko³baskowie, Pilchowie, Œwierczewie i Pile, le ¹ce w obszarach potencjalnie zagro onych zasoleniem, a do grupy ujêæ niezagro onych ujêcia w Dêbczynie, Drawnie, Œwidwinie, Drezdenku, Barlinku i Wronkach, po³o one poza tymi obszarami. Podsumowanie ¹czna powierzchnia stref stwierdzonego zasolenia, w których odnotowano zawartoœæ jonu chlorkowego wy sz¹ od wartoœci górnej granicy t³a hydrogeochemicznego (powy ej 6 mg/dm 3 dla poziomów plejstoceñskich i powy ej 7 mg/dm 3 dla poziomów paleogenu, miocenu i pliocenu) wynosi 86 km 2, czyli 33% opisywanego terenu. Strefy potencjalnego zagro enia zasoleniem, do których zaliczono obszary odznaczaj¹ce siê brakiem lub ma³¹ mi¹ szoœci¹ izoluj¹cych i³ów oligoceñskich i plioceñskich, zajmuj¹ powierzchniê 49 km 2, czyli 19% opisywanego terenu. Wystêpowanie podwy szonych zawartoœci chlorków w wodach kenozoiku wi¹ e siê z wyniesionymi blokami tektonicznymi, strefami uskokowymi i grzbietami antyklin solnych, czyli obszarami o budowie geologicznej i warunkach hydrogeologicznych sprzyjaj¹cych ascenzji solanek ze ska³ mezozoiku do wód u ytkowych. Spêkania i uskoki w ska³ach mezozoiku, s³u ¹ jako drogi ascenzji wód s³onych. Na silnie spêkanych, wyniesionych blokach tektonicznych i grzbietach antyklin solnych, wskutek erozyjnego usuniêcia lub redukcji mi¹ szoœci izoluj¹cych i³ów oligoceñskich i plioceñskich, powsta³y okna hydrogeologiczne, umo liwiaj¹ce przep³yw wód s³onych do osadów plejstocenu. Tak powsta³e okna hydrogeologiczne s¹ uznawane w pó³nocnych Niemczech za podstawow¹ drogê ascenzji wód s³onych, zachodz¹cej wskutek zró nicowania ciœnieñ istniej¹cych miêdzy wodami piêter mezozoiku i kenozoiku (Glander, 1982; Grube, 2; Grube i in., 2). Rozwój zasolenia zale y równie od kierunków przep³ywu w strefie aktywnej wymiany wód podziemnych, dlatego strefy stwierdzonego zasolenia wód nie zawsze pokrywaj¹ siê ze strefami ascenzji solanek ulegaj¹cych silnemu rozcieñczeniu. W rezultacie obszary koncentracji punktów o podwy szonej zawartoœci chlorków rozprzestrzeniaj¹ siê tak e na obszarach synklin. Zasolenie omawianych wód podziemnych kenozoiku nie jest rezultatem wspó³czesnego rozpuszczania struktur solnych, o czym œwiadczy obecnie obserwowany brak kontaktu wód strefy aktywnej wymiany z solami cechsztyñskimi. Jedynie s³up solny Goleniowa nosi œlady ³ugowania w paleogenie (Jaskowiak-Schoeneichowa, 1979). Nale y jednak podkreœliæ, e wspó³czesne rozpuszczanie cechsztyñskich soli buduj¹cych diapiry (bardziej dojrza³e ni te na opisywanym obszarze), kontaktuj¹ce siê z wodami strefy aktywnej wymiany trwa w pó³nocnych Niemczech (Glander, 1982; Lehmann, 1975; Putscher, 1978). Warunkiem rozwoju ascenzji jest przede wszystkim odpowiednio wysokie ciœnienie solanek w górotworze, powoduj¹ce ich przep³yw systemem spêkañ do poziomów wód zwyk³ych. Istnienie odpowiednio wysokich ciœnieñ solanek mezozoiku potwierdzaj¹ samowyp³ywy w otworach Kamieñ Pomorski IG 1, Grzybowo 1, Ustronie IG 1, Jamno IG 3, Biesiekierz 1, Pi³a IG 1, B 1 i B 2 w Ko³obrzegu oraz Anastazja w Podczelu (ryc. 6). Ascenzja wód zasolonych do u ytkowych poziomów kenozoiku stanowi potencjalne zagro enie dla jakoœci 4 spoœród 2 G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych, Wyspy Uznam 11 i Wolin 12, Roœcina 13, Dêbna 134. Natomiast w przypadku fragmentów trzynastu GZWP o numerach 118, 119, 12, 125, 126, 127, 122, 123, 135, 137, 138, 146 i 139, zagro enie takie powinno byæ te brane pod uwagê. Nale a³oby wiêc, rozwa yæ celowoœæ weryfikacji zasobów eksploatacyjnych pracuj¹cych w obrêbie tych GZWP studni, które wykazuj¹ wzrost stê enia chlorków w wodach w trakcie d³ugoletniej eksploatacji. Spoœród 31 ujêæ wód podziemnych o wydajnoœci powy ej 1 m 3 /h, a 17 ujêæ uznano za zagro one ascenzj¹ wód zasolonych, przy czym w 7 z nich oznaczona zawartoœæ jonów chlorkowych przekracza wartoœæ górnej granicy t³a hydrogeochemicznego (6 mg/dm 3 ), a w dalszych 6 przekracza 3 mg/dm 3, czyli wartoœæ wskaÿnikow¹ dla pocz¹tkowych stadiów zasolenia wód podziemnych. Przytoczone przyk³ady sugeruj¹, e zjawisko zasolenia wód podziemnych kenozoiku, zazwyczaj postrzegane g³ównie jako problem zwi¹zany z u ytkowaniem wód w strefie przymorskiej, zaznacza siê wyraÿnie tak e na znacznej czêœci pó³nocno zachodniej Polski. Autorka sk³ada serdeczne podziêkowania Panu Profesorowi Janowi Dowgialle, a tak e dwóm anonimowym recenzentom za dyskusjê i krytyczne uwagi przyczyniaj¹ce siê do powstania ostatecznej wersji artyku³u. Dziêkujê równie wszystkim osobom i instytucjom, które udostêpni³y dane hydrochemiczne. Literatura ASCHERSON P. 1859 Die Salzstellen der Mark Brandenburg in ihrer Flora nachgewiesen. Zeitschr. d. deutschen Geol. Ges., 11. BRONIKOWSKA-CHOMEJ I. 1995 Projekt zagospodarowania z³o a leczniczych wód mineralnych Ko³obrzeg. Arch. PPU Ko³obrzeg. CIUK E. & PIWOCKI M. 1988 Mapa z³ó wêgli brunatnych i obszarów perspektywicznych w Polsce w skali 1:5. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. DADLEZ R. (red.) 1976 Perm i mezozoik niecki pomorskiej. Pr. Inst. Geol., 79. DADLEZ R., IWANOW A., LESZCZYÑSKI K. & MAREK S. 1998 Mapa tektoniczna kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego. [W:] Znosko J. (red.) Atlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 497

Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 6, 25 DEECKE W. 1898 Die Soolquellen Pommerns. Ein Beitrag zur Heimatskunde. Mitt. aus d. Naturwiss. Ver. f. Neu-vorpommern u. Rügen zu Greifswald, 4 Jahrb. R. Gaertners Verlagsbuchhandlung. Berlin, 43. DEECKE W. 196 Neue Materialen zur Geologie von Pommern. II Bohrungen im Diluvium Vorpommerns. Mitt. D.Naturwirtsch. V. f. Neu-vorpommern u. Rügen zu Greifswald. F.W. Künike. Greifswald. DOWGIA O J. 1965a Solanki Pomorza Zachodniego. STN Szczecin. DOWGIA O J. 1965b The Occurrence of Brines within the Ko³obrzeg Unit, their Genesis and Relation to Tectonics. Bull. L Academie Pol. Sci., 13: 35 312. DOWGIA O J., NOWICKI Z., BEER J., BONANI G., SUTER M., SYNAL H. A. & WÖLFLI W. 1988 Wystêpowanie chloru 36 w wodach podziemnych oligocenu niecki mazowieckiej. [W:] Aktualne Problemy Hydrogeologii, IV Ogólnopolskie Sympozjum, Gdañsk: 22 31. DOWGIA O J., NOWICKI Z., BEER J., BONANI G., SUTER M., SYNAL H. A. & WÖLFLI W., 199 36 Cl in ground water of the Mazowsze basin (Poland). J. Hydrology, 118: 373 385. DOWGIA O J. & NOWICKI Z. 1991 Nowe dane o wystêpowaniu chloru 36 w wodach podziemnych oligocenu niecki mazowieckiej. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej, V Ogólnopolskie Sympozjum. T. V, Warszawa Jachranka: 95 11. DOWGIA O J. & NOWICKI Z. 1997 Badania izotopowe wód podziemnych w utworach trzeciorzêdowych regionu mazowieckiego dotychczasowe wyniki i dalsze potrzeby. [W:] Dowgia³³o J. & Macioszczyk A. (red.) Oligoceñski zbiornik wód podziemnych regionu mazowieckiego, PAN Warszawa: 14 117. DRAGON K. 1999 Wp³yw antropopresji na chemizm wód podziemnych wielkopolskiej doliny kopalnej miêdzy Obr¹ a Wart¹. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa Kielce. 15 17. 9. 1999: 37 42. GLANDER H. 1982 Mineralwasseraustritte im Nordteil der DDR aus alter und neuer Sicht, dargestellt am Beispiel der Salzstellen Zossen, Dabendorf, Mittenwalde und Storkow. Zeitschrift für angewandte Geologie, 28: 76 8. GMURCZYK T. 1999 Geneza wysokich stê eñ jonów chlorkowych w wodach podziemnych rejonu ychlina. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. 9. Warszawa Kielce, 15 17. 9. 1999: 57 63. GÓRSKI J. 1989 G³ówne problemy chemizmu wód podziemnych utworów kenozoiku œrodkowej Wielkopolski. Z. Nauk. AGH, 45. GÓRSKI J. 21 Propozycja oceny antropogenicznego zanieczyszczenia wód podziemnych na podstawie wybranych wskaÿników hydrochemicznych. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. 1. Wroc³aw, 21: 39 313. GRUBE A. 2 Widespread geogenic salt water occurence in North Germany demonstrated on the basis of a generalized map. Proceedings of the 16 th Salt Water Intrusion Meeting, Miêdzyzdroje Wolin: 55 61. GRUBE A., HERMSDORF A., LANG M., RECHLIN B., SCHNEIDER W. & WICHMANN K. 2 Prognose des Salzwasseraufstiegs im pleistozänen Grundwasserleiterkomplex eines geplanten Wasserwerkes im Land Brandenburg Grundwassermodelle und hydrogeochemische Untersuchungen. Brandenburgische Geowissenschafte Beiträge, 7: 41 52. GUMU KA J. 1964 Geochemia wód powierzchniowych w rejonie wysadów solnych i zaburzeñ tektonicznych. Biul. Inst. Naft., 14: 1 3. JARZ BEK H. & P OCHNIEWSKI Z. 1991 Piêtro wodonoœne czwartorzêdu, Region Zachodniopomorski. [W:] Malinowski J. (red.) Budowa geologiczna Polski. Hydrogeologia, 7: 6 62. JASKOWIAK-SCHOENEICHOWA M. (red.) 1979 Budowa geologiczna niecki szczeciñskiej i bloku Gorzowa. Pr. Inst.Geol., 96. KACHNIC M. 1999 Ingresja wód zasolonych na wyspie Uznam ujêcie Wydrzany. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa Kielce. 15 17. 9. 1999: 127 133. KACZOR D. 2a Mapa hydrogeologiczna Polski w skali 1: 5, arkusz Jenikowo (192). CAG Warszawa. KACZOR D. 2b Mapa hydrogeologiczna Polski w skali 1: 5, arkusz Tucze (193). CAG Warszawa. KLECZKOWSKI A. S. (red.) 199 Mapa obszarów g³ównych zbiorników wód podziemnych (GZWP) w Polsce wymagaj¹cych szczególnej ochrony 1 : 5. CPBP 4.1. Wyd. AGH, Kraków. K YZA T. 1988 Wody podziemne na Wolinie i polskim Uznamie. [W:] Aktualne Problemy Hydrogeologii, IV Ogólnopolskie Sympozjum. Gdañsk: 83 92. KOLAGO C. 1964 Wody mineralne województwa szczeciñskiego i perspektywy ich wykorzystania. Prz. Zachodniopomorski, 5: 65 85. KOZERSKI B. & KWATERKIEWICZ A. 1984 Strefowoœæ zasolenia wód podziemnych a ich dynamika na obszarze delty Wis³y. Arch. Hydrotech., 31: 231 255. KOZERSKI B. & KWATERKIEWICZ A. 1988 Przyczyny i stan zasolenia wód podziemnych czwartorzêdu w rejonie Gdañska. [W:] Aktualne Problemy Hydrogeologii, IV Ogólnopolskie Sympozjum. Gdañsk: 93 14. KRAWIEC A. 1999 Badania izotopowe i chemiczne wód podziemnych Zachodniego Pobrze a Polski. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa Kielce, 15 17. 9. 1999: 165 171. KRAWIEC A., RÜBEL A., SADURSKI A., WEISE S. M. & ZUBER A. 2 Preliminary hydrochemical, isotope, and noble gas investigations on the origin of salinity in coastal aquifers of Western Pomerania, Poland. Proceedings of the 16 th Salt Water Intrusion Meeting. Miêdzyzdroje Wolin: 87 94. KUCHARSKI R. & TWAROGOWSKI J. 1993 Dynamika rozprzestrzeniania siê zasolenia i zanieczyszczenia wód podziemnych na obszarze Œwinoujœcia. Prz. Geol., 41: 639 646. KWATERKIEWICZ A., SADURSKI A. & ZUBER A. 1999 Wiek wód podziemnych rejonu eby i geneza ich zasolenia. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii. T. IX. Warszawa Kielce, 15 17. 9. 1999: 187 194. KWATERKIEWICZ A., SADURSKI A. & ZUBER A. 2 Origin of salinity in coastal aquifers of eba region as indicated by environmental isotopes. Proceedings of the 16 th Salt Water Intrusion Meeting. Miêdzyzdroje Wolin: 169 174. LEHMANN H.W. 1974 Geochemie und Genesis der Tiefenwasser der Nordostdeutschen Senke. Zeitschrift für angewandte Geologie, 2: 551 557. LINSTOW O. 1913 Die Tektonik der Kreide im Untergrunde von Stettin und Umgebung und die Stettiner Stahlquelle. Jahrb. D.Königl. Preuss. Geol. L. A. Bd. XXXIV. T. 1. MACIOSZCZYK A. 1976 Wyznaczanie t³a i anomalii hydrogeochemicznych w badaniach hydrogeologicznych. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 21: 67 81. MACIOSZCZYK A. 198 Regionalna strefowoœæ hydrogeologiczna niecki mazowieckiej. Mat. Sympozjum: Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej Jachranka k/warszawy: 24 212. MACIOSZCZYK A. 199 T³o i anomalie hydrogeochemiczne. Metody badania, oceny i interpretacji. Wyd. SGGW AR, Warszawa. MACIOSZCZYK A. 1991 Pocz¹tkowe stadia antropogenicznych przekszta³ceñ chemizmu wód podziemnych ich ocena i interpretacja. [W:] Wspó³czesne problemy hydrogeologii regionalnej. Ogólnopolskie Sympozjum. T. V. Warszawa Jachranka, 1991: 254 258. MACIOSZCZYK A. & JE. 1995 Chlorki czu³ym wskaÿnikiem zanieczyszczeñ antropogenicznych wód podziemnych. Wspó³czesne problemy hydrogeologii, VII: 259 267. MATKOWSKA Z. 1983 Zasolenie poziomu czwartorzêdowego w strefie nadmorskiej. Przew. 54 Zjazdu Pol.Tow. Geol.: 25 29. MATKOWSKA Z. 199 Arkusz Dziwnów i Szczecin Mapy hydrogeologicznej Polski 1:2 z objaœnieniami. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa. PACZYÑSKI B. (red.) 1993 Atlas hydrogeologiczny Polski 1:5. Cz. I. System zwyk³ych wód podziemnych. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa. PACZYÑSKI B. (red.) 23 Wstêpna waloryzacja G³ównych Zbiorników Wód Podziemnych w aspekcie oceny wartoœci u ytkowych zgromadzonych w nich wód, celowoœci i kolejnoœci wprowadzenia zabiegów ochronnych. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa. PO ARYSKI W. (red.) 1974 Budowa geologiczna Polski. Tektonika. Wyd. Geol. PROCHAZKA K. 197 Wp³yw struktur solnych K³odawy i Uœcikowa na zasolenie ska³ nadk³adu i wód studziennych (Kujawy). Pr. Geol., PAN, Oddz. Kraków, 62. PUTSCHER S. 1978 Ursachen und Auswirkungen geodynamischer Processe im Bereich der Salinarstruktur Sperenberg. Zeitschrift für angewandte Geologie, 12: 527 531. SCHULTE L. 1921 Geologische Karte von Preuâen und benachbarten Bundesstaaten, Blatt Schwiersen. Preuâische Geologische Landesalstadt, Berlin. SOENDEROP F. 1911 Der Oberflächenbau des Kreises Pyritz in Pommern. Stettin. 498