Wody podziemne

Autor: dr hab. inż. Jacek Różkowski

ENCYKLOPEDIA WOJEWÓDZTWA ŚLĄSKIEGO

TOM: 1 (2014)

Wody podziemne występują w skałach skorupy ziemskiej. Główna ich część pochodzi z infiltracji opadów atmosferycznych, podrzędnie z kondensacji pary wodnej oraz infiltracji wód powierzchniowych w skalne podłoże. Następuje stała wymiana wody pomiędzy atmosferą a hydrosferą, co jest wyrazem związku zachodzącego między wodami atmosferycznymi, powierzchniowymi i podziemnymi. Składnikami cyklu krążenia wody w przyrodzie są: opad, odpływ i parowanie. Jest to proces stały. W głębokich strukturach geologicznych występują również stagnujące reliktowe wody podziemne nie posiadające więzi hydraulicznej ze współczesnymi wodami atmosferycznymi.

Warunki występowania i formowania się wód podziemnych oraz ich własności fizyko-chemiczne

Infiltrująca woda atmosferyczna pod wpływem siły ciężkości przesącza się w głąb skorupy ziemskiej poprzez strefę aeracji do strefy saturacji. Tam napotyka warstwy przepuszczalne, podścielone warstwami wodoszczelnymi, i gromadzi się w nich tworząc warstwy (poziomy) wodonośne. W zależności od głębokości występowania wód podziemnych oraz ich rozmieszczenia w strukturach wodonośnych wyróżniamy: wody gruntowe o swobodnym zwierciadle oraz wody wgłębne i wody głębinowe (reliktowe) o napiętym zwierciadle wody

Wodonośne utwory, zwane warstwami lub poziomami wodonośnymi, charakteryzują się zróżnicowanym wykształceniem litologicznym. Są to głównie piaski, piaskowce, wapienie, dolomity. Warstwy wodonośne są wzajemnie izolowane od siebie warstwami ilastymi. Warstwy wodonośne posiadają zdolność do gromadzenia i przewodzenia wód podziemnych. Wiąże się to z takimi właściwościami hydrogeologicznymi skał jak:

1. występowanie różnego typu próżni (pory, szczeliny i kawerny),
2. zdolność do przewodzenia wolnej wody pod wpływem siły grawitacji systemem komunikujących się ze sobą próżni.

Biorąc pod uwagę wykształcenie litologiczne skał wyróżniamy: wody porowe, wody szczelinowe, wody krasowe a także złożone wody porowo–szczelinowe oraz szczelinowo–krasowe.

W warstwach wodonośnych obserwuje się obniżającą się z głębokością zdolność do gromadzenia i przewodzenia wód podziemnych. Zjawisko to wiąże się z procesem kompakcji górotworu prowadzącym do zaciskania występujących w skałach por i szczelin pod wpływem ciśnień geostatycznych.

Ruch wody podziemnej odbywa się głównie, pod wpływem sił grawitacji i zwany jest wówczas filtracją. Wody podziemne dążą do wyrównania ciśnień hydrostatycznych w granicach swego systemu hydraulicznego. Przepływ wód w systemie wodonośnym przebiega od obszaru jego zasilania do obszaru drenażu

W hydrostatycznym systemie przepływu wyróżnia się typy przepływów o ruchu: laminarnym, turbulentnym i mieszanym. W przypadku ruchu laminarnego przepływ wód odbywa się przy małych prędkościach głównie w porowych poziomach wodonośnych. Ruch turbulentny — burzliwy, charakteryzuje się dużymi prędkościami i występuje w poziomach szczelinowo-krasowych. Ruch mieszany, często spotykany w warunkach naturalnych, łączy cechy ruchu laminarnego i turbulentnego

Przepływ wód w systemie wodonośnym odbywa się od obszaru zasilania, w zasięgu którego do poziomu wodonośnego infiltrują wody atmosferyczne, do obszaru drenażu, w ramach którego następuje wypływ wód podziemnych. Naturalną podstawę drenażu grawitacyjnych płytkich systemów wodonośnych stanowią doliny rzeczne. Drenaż antropogeniczny następuje przez ujęcia studzienne i wyrobiska górnicze. W strukturach hydrogeologicznych ruch wody podziemnej odbywa się głównie pod wpływem ciśnień hydrostatycznych, natomiast na dużych głębokościach również pod wpływem ciśnień przejściowych do geostatycznych. Lokalnie może być on związany z procesami dyfuzji czy też osmozy.

Wykształcenie litologiczne skał, głębokość i czas przebywania wód w ośrodku skalnym, kształtują właściwości fizykochemiczne wód podziemnych. Skład rozpuszczonych substancji, w tym gazów, minerałów, substancji organicznych, kształtuje chemizm wód podziemnych (Macioszczyk, 1987; Słownik hydrogeologiczny, 2002).

Woda podziemna krążąc w ośrodku skalnym mineralizuje się w różnym stopniu. Woda staje się złożonym roztworem charakteryzującym się obecnością gazów, jonów, koloidów i związków organicznych. Głównymi składnikami wód podziemnych są pierwiastki powszechnie występujące w wodach podziemnych. Są to C, O, S, Cl, Ca, Mg, Na, K. Do podrzędnych składników wód podziemnych zalicza się grupę pierwiastków występujących w wodach podziemnych w nieznacznych na ogół ilościach, poniżej 1,0 mg/dm³. Są to między innymi takie pierwiastki jak: Fe, Mn, N, Al, I, Br, Ba, Sr, Si, substancje organiczne. Występujące lokalnie ich wysokie stężenia związane są głównie z antropogenicznymi zanieczyszczeniami wód.

Pierwiastki występujące we wodach są pochodzenia zarówno naturalnego jak i antropogenicznego. Podstawowymi właściwościami fizycznymi wód podziemnych są: przewodność elektrolityczna właściwa, radoczynność, gęstość i lepkość wody oraz jej temperatura. Zależą one od całokształtu warunków hydrogeologicznych i hydrogeochemicznych zbiornika wód podziemnych.

Przydatność wód podziemnych do ich użytkowana określona jest przez ich jakość. Ocenę jakości ustala się poprzez obowiązujące w tym zakresie przepisy i normy (Rozp. Min. Środ. 2008; Rozp. Min. Zdrowia 2010). Na skutek procesu dysocjacji następuje rozpad rozpuszczonych w wodzie substancji na jony. Skład jonowy wód, wyrażany jest w postaci anionów i kationów. Do głównych anionów zaliczamy jony: chlorkowy (Cl^-), wodorowęglanowy (HCO₃^-), siarczanowy (SO₄^2-), natomiast do głównych kationów zaliczamy jony: sodowy (Na⁺), potasowy (K⁺), wapniowy (Ca²⁺) i magnezowy (Mg²⁺). Znajomość składu jonowego wód stanowi podstawę do stosowania klasyfikacji hydrochemicznych wód podziemnych.

Ogólną mineralizację wód podziemnych kształtują rozpuszczone w niej substancje mineralne. Na podstawie ogólnej mineralizacji wody podziemne dzielimy umownie na wody:

1. słodkie – zwykłe (poniżej 1,0 g/dm³),
2. półsłodkie (1 – 3 g/dm³),
3. słonawe (3 - 10 g/dm³),
4. słone 10 – 35 g/dm³ ),
5. solanki (powyżej 35 g/dm³).

Ogólna mineralizacja wód oraz stężenia poszczególnych jonów i wzajemne proporcje stężeń zmieniają się w wodach podziemnych w różnych hydrochemicznych strefach ich występowania w zbiorniku wodnym.

Środowisko hydrogeologiczne wód podziemnych na obszaru województwa śląskiego

Rys. 1. Pozycja obszaru województwa śląskiego na tle jednostek alpejskiego kompleksu strukturalnego (według A. Kotasa, 1985, wersja uzupełniona, w: A. Różkowski, 2008). 1 – granica opisywanego obszaru; 2 – granica GZW; 3 – granica województwa śląskiego; 4 –granica państwa; 5 – subregion hydrogeologiczny; 6 – pliocen pokrywy platformy paleozoicznej; 7 – miocen zapadliska przedkarpackiego; 8 – mezozoik i kenozoik Karpat zewnętrznych: A–płaszczowina podśląska, śląska i przedmagurska, B–płaszczowina magurska; 9÷12 – mezozoik pokrywy platformy paleozoicznej: 9–kreda, 10–jura, 11–trias, 12–młodszy paleozoik platformy paleozoicznej.

Rys. 2. Regiony hydrogeologiczne i Główne Zbiorniki Wód Podziemnych (GZWP) (w: A. Różkowski, 2008). 1 – granica państwa; 2 – opisywany obszar; 3 – granica województwa śląskiego; 4 – granice GZW; stratygrafia i zasięg GZWP: 5 – czwartorzędowe, 6 – neogeńsko-czwartorzędowy, 7 – neogeńsko-paleogeńsko-kredowe (flisz), 8 – górnokredowy, 9 – górnojurajski, 10 – środkowojurajski, 11 – triasowe; 12 – numer GZWP; 13 – regiony hydrogeologiczne wód zwykłych: XI – nidziański, XII – śląsko-krakowski, XIII – przedkarpacki, XIV – karpacki.

Województwo Śląskie posiada powierzchnię 12 334 km2 i jest położone w zasięgu fizyczno–geograficznych podprowincji: Wyżyny Śląsko–Krakowskiej, Niecki Nidziańskiej oraz Północnego Podkarpacia i Karpat Zachodnich. Przez opisywany obszar przechodzi dział wód powierzchniowych I rzędu Wisły-Odry. Położenie obszaru w strefie wododziałowej wpływa na jego środowisko wodne, które zwłaszcza w zasięgu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego, charakteryzuje się małą zasobnością wodną.

Obszar województwa śląskiego charakteryzuje się dużą zmiennością środowiska przyrodniczego, co wpływa na zróżnicowanie jego warunków hydrogeologicznych (A. Różkowski, 2008). Dotyczy to przede wszystkim budowy geologicznej oraz warunków fizjograficznych.

Obszar województwa śląskiego, uwzględniając jego budowę geologiczno-strukturalną, mieści się w zasięgu masywu brunovistulicum i masywu małopolskiego (Buła, Żaba, 2005). Opisywany obszar został uformowany strukturalnie w czasie orogenezy waryscyjskiej i następnie przebudowany w czasie orogenezy alpejskiej. W jego zasięgu występują młode alpejskie struktury: Karpat i Zapadliska Przedkarpackiego na południu, oraz młodopaleozoicznego bloku epiwaryscyjskiego i monokliny śląsko–krakowskiej w północnej części. W skrajnie północno–wschodniej części położony jest fragment niecki nidziańskiej (Rys. 1). W profilu geologicznym opisywanego obszaru występują utwory od prekambru do czwartorzędu włącznie, o zróżnicowanej miąższość i wykształceniu litologicznym. Miąższość skał osadowych dochodzi lokalnie do ok. 10 tys. m.

Obszar województwa śląskiego, zgodnie z ogólnym hydrogeologicznym podziałem regionalnym Polski (Paczyński, 1980), mieści się w zasięgu prowincji platformy środkowo europejskiej, w regionie basenu niemiecko–polskiego. Fragmentarycznie w części południowej znajduje się w prowincji alpejskiej, podregionie Karpat zewnętrznych. W profilu hydrogeologicznym rozpatrywanego obszaru występują piętra wodonośne od czwartorzędu do kambru włącznie. Występują w nich kompleksy i poziomy wodonośne poprzedzielane izolującymi kompleksami i poziomami skalnymi, słabo lub praktycznie nieprzepuszczalnymi (Tab. 1).

Piętro lub poziom wodonośny	Kompleks lub poziom izolujący
	Gliny zwałowe, deluwia, iły zastoiskowe czwartorzędowe
Piętro triasowe: dolomity, wapienie – subregion I (blok Bytomia)
	Iły dolnego triasu, lokalnie permu – subregion I; iły i iłowce neogenu morskiego (baden) – subregion II (blok centralny i blok Cieszyna)
Piętro neogeńsko – paleogeńsko – kredowe (flisz): spękane piaskowce i mułowce w stropie kompleksu fliszowego; występowanie lokalne w strefie nasunięcia karpackiego – subregion II (blok centralny i blok Cieszyna)
	Iłowce i mułowce fliszu karpackiego oraz iły neogenu autochtonicznego; występowanie lokalne w strefie nasunięcia karpackiego – subregion II (blok centralny i blok Cieszyna)
Poziom wodonośny karbonu górnego (produktywnego): piaskowce i zlepieńce kompleksów wodonośnych serii litostratygraficznych: KSP, SM, GSP, SP
	Iłowce i mułowce spągowych ogniw namuru A i wizenu górnego
Wapienie i dolomity serii węglanowej karbonu dolnego (wizenu) oraz dewonu górnego i środkowego
	Iłowce i mułowce dewonu dolnego
Piaskowce i zlepieńce dewonu dolnego i piaskowce kambru

Tab. 1. Piętrowość wód podziemnych w górnośląskim basenie sedymentacyjnym (według A. Różkowski, E. Zawadzka, 2009).

Rozwój hydrogeologiczny obszaru województwa śląskiego związany jest z działalnością górotwórczą przebiegającą w historii geologicznej tego obszaru. W efekcie ruchów górotwórczych następowała cykliczność procesów geologicznych i związanych z nimi procesów hydrogeologicznych: elizyjnych i infiltracyjnych. Wpływały one na przebudowę systemów przepływu wód oraz przeobrażenie warunków hydrogeochemicznych i geotermicznych kształtując w efekcie końcowym obecne warunki hydrogeologiczne obszaru (Oszczypko 1981, A. Różkowski, 2008).

W zasięgu województwa śląskiego jest położona aglomeracja miejsko – przemysłowa Górnego Śląska, która stanowi jeden z najbardziej uprzemysłowionych obszarów w Europie. Rozwój uprzemysłowienia obszaru należy wiązać z występowaniem i eksploatacją na obszarze województwa złóż węgla kamiennego, rud oraz surowców skalnych. Działalność górnicza w zasięgu GZW ma kilkuset letnią tradycję (A. Różkowski, 2008). Obecnie eksploatacja górnicza jest znacznie zredukowana. Długotrwała eksploatacja górnicza i związany z nią drenaż górotworu spowodowały zasadnicze zmiany warunków hydrogeologicznych w GZW w zasięgu obszarów w których występują złoża. Dotyczy to zwłaszcza drenażu górotworu, zmian układu pola hydrodynamicznego i degradacji jakości wód. Największe zmiany w środowisku wód podziemnych karbonu produktywnego i jego nadkładu wprowadziła eksploatacja głębinowa złóż węgla kamiennego (Wilk red., 2003). Kopalnie węgla prowadzą eksploatacje na głębokościach 270 – 1160 m pompując 489 m³ /min wód o mineralizacji w granicach od 0,5 do 372 g/dm³. Pod wpływem drenażu górniczego znajduje się ok. 1720 km² powierzchni zagłębia.

Kopalnie rud cynku i ołowiu prowadziły i w nieznacznym stopniu prowadzą eksploatację w utworach węglanowych triasu na głębokościach 80 – 200 m. Z wyrobisk górniczych w rejonie Bytomia i Trzebini pompuje się ok. 56 m3 /min wody o mineralizacji 0,5 – 2,7 g/dm³, głównie są to jednak wody słodkie. Eksploatacja podziemna złóż rud żelaza w utworach jury jest obecnie całkowicie zaniechana. Podstawowe znaczenie w drenażu górotworu w odniesieniu do kopalń odkrywkowych posiadają piaskownie zlokalizowane w dolinach kopalnych plejstocenu. Prowadzą one eksploatacje na głębokościach 20 – 30 m i pompują łącznie 137 m³/min wód o mineralizacji ok. 0.6 g/dm³.

W wyniku aktywnego uprzemysłowienia i urbanizacji na terenie GZW utworzyły się liczne: punktowe, liniowe i wielkopowierzchniowe ogniska antropogenicznych zanieczyszczeń. Oddziałują one negatywnie na środowisko wodne, w tym również na skład chemiczny i jakość wód podziemnych.

Prowadzone badania hydrochemiczne i izotopowe wykazały, iż w strukturach geologicznych położonych w zasięgu województwa śląskiego występuje pionowa i regionalna strefowość hydrodynamiczna i hydrochemiczna (Pluta, Zuber 1995, A. Różkowski 2008, J. Różkowski, A. Różkowski 2010). Przyjmuje się, zgodnie z wynikami badań Toth ‘a (1995), iż wody podziemne w głębokich strukturach geologicznych znajdują się w więzi hydraulicznej. Pionową strefowość hydrodynamiczną określają kolejno występujące strefy aktywnej i utrudnionej wymiany wód oraz najniżej położonej strefie stagnacji wód podziemnych. W naturalnym środowisku hydrogeologicznym wody podziemne są zawsze, w różnym stopniu, nasycone gazami, tworząc układ równowagi wodno – gazowej. Ze strefowością hydrodynamiczną powiązana jest strefowość gazowa wód określona w przypadku badanych struktur zagłębia górnośląskiego strefami: azotową, azotowo – metanową, metanową i metanowo – azotową (A. Różkowski, Zawadzka, 2009). Strefowość hydrochemiczna charakteryzuje się zmianami mineralizacji i składu chemicznego wód wzdłuż dróg krążenia wód. Zaznacza się ogólna tendencja wzrostu mineralizacji wód z głębokością ich występowania niezależnie od wieku utworów, oraz zmiany składu jonowego wód zgodnie z sekwencją HCO₃ – SO₄ - Cl. W profilu hydrogeologicznym badanych basenów sedymentacyjnych obok współczesnych wód infiltracyjnych występują wody reliktowe, głównie paleoinfiltracyjne, różnych cykli hydrogeologicznych oraz w utworach miocenu również wody synsedymentacyjne. Strefę przejściową między tymi genetycznie różnymi wodami tworzy strefa wód mieszanych, powstała wskutek mieszania się współczesnych wód infiltracyjnych z wodami reliktowymi W basenach sedymentacyjnych górnośląskiego zagłębia strefowość hydrochemiczna rozpoznana została do głębokości ok. 3100 m (A. Różkowski, 2008). Rozpoznana strefowość zaznacza się przejściem wód typu HCO₃–Ca–Mg do wód typu HCO₃–SO₄ –Ca–Mg przy mineralizacji zmiennej od 0,3 do kilku g/dm³, poprzez wody o typach SO₄–Na i SO4–Cl–Na o mineralizacji do 5 – 10 g/dm³ do wód typu Cl–Na i Cl-Na–Ca w przypadku wód silnie mineralizowanych i solanek. Głębokość zasięgu poszczególnych stref w basenach sedymentacyjnych jest zróżnicowana i uzależniona przede wszystkim od ich budowy geologicznej i aktywności oddziaływania górniczej eksploatacji.

Podziemnej eksploatacji górniczej, prowadzonej w przypadku kopalń węgla kamiennego maksymalnie do głębokości ok. 1160 m, towarzyszą bowiem zawały, spękania i odprężenia górotworu, powodujące zwiększenie przepuszczalności skał, jak również drenowanie górotworu oraz łączenie różnych poziomów wodonośnych na skutek przerwania warstw izolujących. Powyższe procesy spowodowały ukształtowanie się w rejonach eksploatacji górniczej głębokich stref obniżonych ciśnień piezometrycznych wód i obniżonej ich mineralizacji.

Badania prowadzone w zasięgu bloku górnośląskiego wykazały, iż charakterystyczny dla basenów sedymentacyjnych trend wzrostu mineralizacji wód z głębokością, w zagłębiu górnośląskim może być zaburzony przez geogeniczne i antropogeniczne ujemne i dodatnie anomalie, a nawet inwersje hydrochemiczne (A. Różkowski, 2008). Anomalne obniżenie mineralizacji wód w stropowych ogniwach karbonu spowodowane drenażem górniczym zaobserwowano m.in. w północno – wschodniej części zagłębia, zaś anomalne podwyższenie mineralizacji wód związane z procesem ascenzji wód stwierdzono wzdłuż regionalnych stref uskokowych. Najwyższą dodatnią anomalie hydrochemiczną, zaznaczającą się wzrostem mineralizacji wód do 372 g/dm3, stwierdzono w sąsiedztwie trzeciorzędowego złoża soli w rowie Zawady.

Różna budowa geologiczna struktur geologicznych ma również wpływ na różnicowanie się ich pola geotermalnego (Karwasiecka, 1980). Strop wód geotermalnych (temp. 20oC) występuje na głębokościach od ok. 500 do 700 m.

Użytkowe wody podziemne województwa śląskiego

Badania użytkowych wód podziemnych dotyczą: zwykłych wód pitnych oraz wód leczniczych i termalnych. Zgodnie z regionalizacją hydrogeologiczną słodkich wód podziemnych Polski (Paczyński red., 1995) wody zwykłe na obszarze województwa śląskiego występują w czterech regionach hydrogeologicznych: nidziańskim, śląsko – krakowskim, przedkarpackim i fragmentarycznie karpackim (Rys. 2). Warunki do gromadzenia się i przewodzenia wód zwykłych są odmienne w poszczególnych regionach ze względu na zróżnicowaną budowę geologiczno – strukturalną regionów.

Wody zwykłe w regionie niecki nidziańskiej występują w węglanowych utworach kredy górnej i piaszczysto – marglistych utworach kredy środkowej oraz czwartorzędu. Śląsko – krakowski region hydrogeologiczny składa się z dwóch podregionów: monokliny śląsko – krakowskie oraz cokołu platformy epiwaryscyjskiej. Zbiornikami wód zwykłych w pierwszym podregionie są utwory triasu, jury i czwartorzędu natomiast w drugim podregionie utwory karbonu i czwartorzędu. Region przedkarpacki obejmuje neogeńskie struktury zapadliskowe. Zbiorniki wód zwykłych występują tu w utworach czwartorzędowych. Region karpacki obejmuje obszar nasuniętych na autochtoniczne podłoże utworów fliszu neogeńsko – paleogeńsko – kredowego. Zbiorniki zwykłych wód podziemnych występują w utworach fliszu i czwartorzędu.

Badania prowadzone w zasięgu rozpatrywanych regionów hydrogeologicznych umożliwiły wydzielenie w ich zasięgu użytkowych poziomów wód podziemnych (UPWP) (A. Różkowski, Chmura, Siemiński red., 1997). W ramach UPWP wyznaczono główne zbiorniki wód podziemnych (GZWP) charakteryzujące się najkorzystniejszymi warunkami hydrogeologicznymi. Studnie odwiercone w ich zasięgu charakteryzują się wydatkami powyżej 70 m³/h, a jakość pompowanych wód spełnia warunki określone dla wód pitnych. Charakterystyka hydrogeologiczna GZWP z uwzględnieniem zasobów wód podziemnych przedstawiona jest w tabeli 2. Ustalone zasoby odnawialnych wód użytkowych GZWP w zbiornikach wykorzystywanych przez gospodarkę wodną województwa kształtują się w wysokości 1249 mln m³/rok. Jak wynika z przytoczonych danych podstawowe znaczenie dla gospodarki wodnej województwa posiadają węglanowe zbiorniki wód szczelinowych i szczelinowo – krasowych jury górnej i triasu środkowego i dolnego.

Jakość i ilość wód użytkowych w wydzielonych GZWP jest jednak lokalnie zagrożona na skutek oddziaływania antropopresji. Obecny stan zanieczyszczenia wód podziemnych i ich zagrożenie ze strony potencjalnych ognisk zanieczyszczeń powodują konieczność ustalenia strategii ochrony użytkowych zbiorników wód podziemnych (GZWP). Wyznacza się obszary najwyższej ochrony (ONO), wysokiej ochrony (OWO) i obszary zwykłej ochrony (OZO).

Celem rozpoznania oraz kontroli jakości i ilości wód podziemnych, jak również celem śledzenia wpływu ognisk zanieczyszczeń na hydrosferę podziemną, prowadzony jest monitoring wód podziemnych (Witkowski, 1997). Wody swoiste o właściwościach leczniczych występują na obszarze całego województwa śląskiego w strefie utrudnionej wymiany i w strefie stagnacji hydrodynamicznej (A. Różkowski, 2008). W utworach neogenu potencjalnie możliwe są do ujęcia zmineralizowane wody jodobromkowe oraz siarczkowe. Występowanie kilkugramowej mineralizacji wód siarczkowych związane jest z występowaniem serii osadów chemicznych neogenu. Optymalne perspektywy ujęcia solanek jodkowo – bromkowych występują w warstwach dębowieckich w zapadlisku przedkarpackim. Solanki charakteryzują się zawartościami jodu w granicach od 7,5 do 87,5 mg/dm³ oraz zawartością bromu od 47 do 668 mg/dm³ .

W zasięgu triasowej jednostki hydrogeologicznej Lubliniec – Myszków w utworach wapienia muszlowego występują słabo mineralizowane (0,5 g/dm3) swoiste wody fluorkowe o stężeniach fluoru w granicach 2,0 mg/dm3 . W utworach paleozoicznych występują swoiste wysoko mineralizowane wody reliktowe jodkowo – bromkowe. Wody te charakteryzują się znaczącymi stężeniami składników swoistych: jodu, bromu, fluoru, boru. Maksymalne stężenie jodków dochodzą do 48 mg/dm³, a bromków do 586 mg/dm³ .

Aktualnie w zasięgu województwa śląskiego występują dwa czynne uzdrowiska: Goczałkowice Zdrój i Ustroń. Uzdrowisko Goczałkowice Zdrój wykorzystuje do celów leczniczych solanki jodkowo – bromkowe ujmowane z utworów karbonu, natomiast w drugim z uzdrowisk ten sam typ wód leczniczych eksploatowany jest z utworów dewonu.

Wody geotermalne na obszarze województwa śląskiego rozpoznawane były w rejonie Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Przeprowadzone badania wskazują, iż w zasięgu tego obszaru optymalnymi zbiornikami tych wód mogą być utwory warstw dębowieckich (neogen), krakowskiej i górnośląskiej serii piaskowcowej karbonu górnego oraz lokalnie paleozoiczne serie utworów węglanowych karbonu i dewonu (A. Różkowski, 2008). Temperatury wód wzrastają z głębokością od 20oC do ok. 100oC w interwale głębokości od 500 do 3000 m. Wydajności poziomów wodonośnych są jednak niskie i maleją radykalnie z głębokością. W świetle obecnego rozpoznania hydrogeologicznego struktury hydrogeologiczne zagłębia są mało perspektywiczne do ujmowania wód geotermalnych otworami wiertniczymi. Obiecujące wyniki dały natomiast badania możliwości wykorzystania do celów grzewczych wód z czynnych i likwidowanych głębokich kopalń węgla (Karwasiecka i inni, 2005). Temperatury wód z głębokich poziomów eksploatacyjnych mieszczą się bowiem w granicach 20°–35°C.

Lp.	Nazwa i numer zbiornika	Wiek utworów wodonośnych	Powierzchnia [km²]	Zasoby dyspozycyjne [tys. m³/dobę]
1	Rzeki Małej Panwi (328)	Q	158	156
2	Kłodnica (331)	Q	70	37
3	Dąbrowa Górnicza (455)	Q	21	46
4	Biskupi Bór (453)	Q	75	108
5	Pszczyna-Żory (346)	Q	73	17
	Rybnik (345)	Q	60	8
7	Rzeki Górnej Wisły (347)	Q	99	13
8	Rzeki Skawy (444)	Q	86	17
9	Rzeki Soły (446)	Q	116	15
10	Doliny rzeki Białej (448)	Q	22	3
11	Doliny rzeki Wisły (347)	Q	35	14
12	Subniecka kędzierzyńsko-głubczycka (332)	QN	721	60,0
13	Warstw Godula (348) (Beskid Śląski)	N, P, Cr	410	8,5
14	Warstw Godula (447) (Beskid Mały)	N, P, Cr	256	8,0
15	Warstw Magura (445) (Babia Góra)	N, P, Cr	763	25,5
16	Niecka Miechowska (409)	Cr3	1300	191
17	Częstochowa W (325)	J2	848	120
18	Częstochowa E (326)	J3	2900	910
19	Lubliniec-Myszków (327)	T1,2	1729	312
20	Gliwice (330)	T1,2	392	107
21	Bytom (329)	T1,2	250	165
22	Chrzanów (452)	T1,2	262	82
23	Olkusz-Zawiercie (454)	T1,2	732	391

Tab. 2. Charakterystyka hydrogeologiczna GZWP występujących w obszarze województwa śląskiego (w: A. Różkowski, 2008).

Bibliografia

1. Buła Z., Żaba J., Pozycja tektoniczna Górnośląskiego Zagłębia Węglowego na tle prekambryjskiego i dolnopaleozoicznego podłoża, w: LXXVI Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego, "Materiały konferencyjne PTG" 2005, s. 14-42.
2. Karwasiecka M., Atlas geologiczny Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Cz.1 Mapy geotermiczne 1:300 000, wyd. PIG, Warszawa 1980.
3. Karwasiecka M, Bukowski P., Chmura A., Wagner J., Wybrane aspekty zagospodarowania energii geotermalnej wód dołowych kopalń węgla kamiennego na Górnym Śląsku, w: LXXVI Zjazd Naukowy Polskiego Towarzystwa Geologicznego, "Materiały konferencyjne PTG" 2005, s. 68-74.
4. Macioszczyk A., Hydrogeochemia, wyd. Geol, Warszawa 1987, s. 475.
5. Oszczypko N., Wpływ neogeńskiej przebudowy przedgórza Karpat na warunki hydrodynamiczne i hydrochemiczne zapadliska przedkarpackiego, w: Biul. Inst. Geol. Z badań hydrogeologicznych w Polsce, t, 5. wyd. Geol, Warszawa 1981, s. 5-87.
6. Paczyński B., 1980 – Podstawy systematyki regionalnej wód podziemnych w Polsce. Prace Specjalne, Z. 12 .Wyd. Geol. Warszawa, 91 s.
7. Paczyński B., (red.), Regionalizacja hydrogeologiczna słodkich wód podziemnych. Atlas hydrogeologiczny Polski, wyd. PIG, Warszawa 1995.
8. Pluta I., Zuber A., Origin of brines in the Upper Silesian Coal Basin (Poland) inferred from stable isotope and chemical data, "Applied Geochemistry" 1995, vol. 10, s. 447-460
9. Rozporządzenie Ministra Środowiska z dnia 23.07.2008r. w sprawie kryteriów i sposobu oceny stanu wód podziemnych (Dz.U. Nr 143, Poz. 896),
10. Rozporządzenie Ministra Zdrowia z dnia 20 kwietnia 2010r., w sprawie jakości wody przeznaczonej do spożycia przez ludzi (Dz. U. 10.72.466)
11. Różkowski A., Historia badań i stan rozpoznania hydrogeologicznego Górnośląskiego Zagłębia Węglowego i obszarów przyległych, wyd. UŚ, Katowice 2008, s. 204.
12. Różkowski A., Chmura A., Siemiński A., Użytkowe wody podziemne Górnośląskiego Zagłębia Węglowego i jego obrzeżenia, wyd. PIG, Warszawa 1997, s. 152.
13. Różkowski A., Zawadzka E., Geneza i chemizm składu gazowego wód podziemnych w bloku górnośląskim, "Biul. Geol. PIG, Hydrogeologia" 2009, nr 436, s. 411-428.
14. Różkowski J., Różkowski A., Pochodzenie mineralizacji wód siarczkowych Buska — ich paleogeneza, w: Wody siarczkowe w rejonie Buska, Praca zbiorowa, red. R. Lisik, wyd. XYZ, Kielce 2010, s. 151-184.
15. Słownik hydrogeologiczny, wyd. PIG, Warszawa 2002, s. 461.
16. Toth J., Hydraulic continuity in large sedimentary basins, "Hydrogeology Journal" 1995, vol. 3, nr 4, s. 4-16.
17. Wilk Z., Hydrogeologia polskich złóż kopalin i problemy wodne górnictwa, t. 1, wyd. AGH, Kraków 2003, s. 610.
18. Witkowski A., Regionalny monitoring jakości zwykłych wód podziemnych na obszarze działania Regionalnego Zarządu Gospodarki Wodnej w Katowicach, wyd. Fundacja Ochrony Zdrowia, Katowice 1997, s. 103.