Wody podziemne
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) oraz 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 (SO42-), 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
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
