Veden ja aineiden kulkeutuminen
Johdanto
Suomessa on monista muista kaivosmaista poiketen sadanta suurempaa kuin haihdunta, joka on keskimäärin puolet sadannasta (Korkka-Niemi & Salonen 1996) ja tästä aiheutuu haasteita kaivosten vesien hallintaan. Kaivoksella syntyy poisjohdettavia ja käsiteltäviä vesiä rakennetun alueen hulevesistä, kaivannaisjätealueiden suotovesistä, louhoksen ja kaivostilojen kuivatusvesistä sekä prosessin ylijäämävesistä. Näiden vesien kemiallinen laatu eroaa toisistaan ja osa jakeista vaatii käsittelyn ennen niiden johtamista ympäristöön. Kaivosalueilta kulkeutuu pintavesiin ympäristöön johdettavien kaivosvesien mukana usein rikkiyhdisteitä ja metalleja sekä ravinteita, kuten räjähdysaineista peräisin olevaa typpeä. Ympäristöluvissa määritetään kaivosalueelta päästettävän veden määrä sekä haitta-aineiden maksimipitoisuudet. On tärkeää kerätä kattavasti tietoa kaivosympäristön perustilasta hydrologian, hydrogeologian ja veden laadun osalta ennen kaivostoiminnan aloittamista, jotta voidaan arvioida haitta-aineiden kulkeutumista kaivosalueelta ympäristöön ja muutoksia vastaanottavien vesistöjen veden laadussa.
Kaivosalueilta johdetaan vesiä ympäristöön yleensä ojien ja purojen kautta, jolloin veden määrän ja laadun tarkkailu on helppo toteuttaa. Näiden vesien laatua joudutaan yleensä parantamaan puhdistamalla sitä aktiivisin tai passiivisin menetelmin kaivostoiminnan aikana sekä kaivoksen sulkemisen jälkeen. Usein vettä johdetaan pintavalutuskentille, joilla pyritään tasoittamaan veden määrän vuodenaikaisvaihtelua, mutta myös puhdistamaan sitä kentällä tapahtuvien biogeokemiallisien prosessien avulla. Osa kaivosalueelle tulevasta vedestä imeytyy maaperän ja kallioperän rakenteesta riippuen pohjavedeksi ja kulkeutuu pohjaveden virtauksen mukana kaivosalueen ulkopuolelle. Imeytetyt ja imeytyvät kaivosvedet sisältävät usein puhdistuksesta huolimatta haitallisia aineita. Lisäksi imeytyvä ja pintavaluntana rakennetulta alueelta kulkeutuva sadevesi voi kuljettaa mukanaan esimerkiksi pölypäästöistä peräisin olevia haitta-aineita ja aiheuttaa ongelmia kaivosalueen ulkopuolella. Pohjaveden mukana kulkeutuvien haitta-aineiden laadun ja määrän tarkkaileminen on huomattavasti hankalampaa ja kalliimpaa kuin pintavesien tarkkailu. Tarkkailussa olisi tärkeää tuntea pohjaveden kulkeutumisreitit sekä ymmärtää haitta-aineiden kulkeutuminen, jotta seuranta voidaan kohdistaa oikeisiin paikkoihin ja oikeisiin kerrostumiin. On tärkeää tarkkailla pohjaveden laatua oikealta syvyydeltä pohjavesimuodostumasta ja tarvittaessa erottaa maa- ja kallioperän pohjavesien tarkkailu.
Pohjaveden muodostuminen ja virtaus maa- ja kallioperässä
Maapallon vesi kiertää jatkuvasti meren, ilmakehän ja mantereiden välillä (Korkka-Niemi & Salonen, 1996). Tämä kierto johtuu maan painovoimasta ja auringon energiasta. Kierrossa ilmakehän vesi tiivistyy ja osa sataa maanpinnalle tai veteen lumena tai vetenä kun taas osa haihtuu takaisin ilmakehään suoraan sateesta. Haihduntaa tapahtuu myös suoraan veden pinnalta, lumesta, jäästä, maaperästä ja kasvillisuudesta (Korkka-Niemi & Salonen 1996). Osa vedestä imeytyy maaperään tai kallioperään ja muodostaa pohjavettä, osan siirtyessä pintavaluntana purojen, jokien ja järvien kautta meriin. Maaperän vesi siirtyy takaisin maanpinnalle kapillaarisuuden ja kasvillisuuden vaikutuksesta sekä haihtuu takaisin ilmakehään. Pohjavesivalunnan johdosta vettä siirtyy pintavesistöihin esimerkiksi lähteistä ja sitä kautta takaisin veden kiertokulkuun.
Veden kiertokulun perusperiaatteena on veden katoamattomuus, jolloin sen määrä pysyy vakiona pitkällä aikavälillä. Veden viipymä kierron eri vaiheissa vaihtelee. Koko vesimäärä vaihtuu n. 8000 vuodessa (Lvovitch, 1970, Keller, 1992). Suurin osuus vedestä on merissä (93%) ja sen teoreettinen viipymä on yli 3000 vuotta (Lvovitch 1970, Keller 1992). Pisin teoreettinen viipymä on jäätiköillä, joissa teoreettinen viipymä voi olla 8300 vuotta, kun taas pohjavedellä teoreettinen viipymä vaihtelee 330 vuoden ja 5000 vuoden välillä (Lvovitch 1970, Keller 1992). Suomessa maaperän pohjaveden viipymä on huomattavasti lyhyempi kuin kallioperän pohjaveden. Lyhyimmät teoreettiset viipymät ovat joissa (14 vrk), ilmakehässä (10 vrk) ja biosfäärissä (7vrk) (Lvovitch 1970, Keller 1992). Mannerjäätiköissä ja subduktion mukana maapallon kuoreen painuvan veden viipymä voi olla huomattavasti pidempi jopa satoja tuhansia vuosia. Pohjavettä muodostuu sadeveden tai pintaveden imeytyessä maa- tai kallioperään ja veden painuessa pohjavesivyöhykkeeseen. Noin puolet sadannasta imeytyy maa- tai kallioperään, josta pieni osa painuu pohjavedeksi (Korkka-Niemi & Salonen 1996). Osa sateesta poistuu pintavalunnan kautta tai valuu vesistöihin maavetenä. Pintavaluntaa tapahtuu kun maaperään tai kallioperään ei imeydy vettä vaan se lähtee valumaan painovoiman vaikutuksesta alaspäin. Suomen vesitase keskimääräisenä vuotena on (Mustonen 1986):
* sadanta 660 mm/a * haihdunta 338 mm/a * valunta (meriin ja Suomen rajojen ulkopuolelle) 320 mm/v
Tästä sadannasta 595 mm/a sataa maalle ja painuu maavedeksi ja 65 mm/a sataa vesistöihin. Maavedestä puolestaan 293 mm/a haihtuu, 218 mm/a valuu pintavesiin ja vain 85 mm/a suotautuu pohjavedeksi (Mustonen 1986). Pohjavedestä käytetään 2 mm/a (Mustonen 1986).
Pohjaveden varastoitumiseen vaikuttaa sadannan lisäksi geologinen ympäristö, jossa merkittävimmät tekijät ovat alustan topografia, kerrosten hydraulinen johtavuus ja maanpinnan ja purkuvesistön korkeusero. Suomessa pohjavesikerroksen paksuus riippuu pääsääntöisesti maaperäkerrosten paksuudesta, mutta kallioperässä voi esiintyä vettä rakosysteemeissä 100 metrin syvyyteen asti (Korkka-Niemi & Salonen 1996). Veden osuus maaperän kokonaistilavuudesta riippuu maalajin raekoosta ollen suurimmillaan savella jopa 70 %, kun taas kallioperässä veden osuus on yleensä 0,1–0,5 % (Korkka-Niemi & Salonen 1996). Kaivosympäristöissä kallioperä on tyypillisesti ruhjeinen, minkä vuoksi kalliopohjavedellä voi olla suuri merkitys aineiden kuljettajana.
Maaperässä pohjaveden virtausnopeudet riippuvat pääsääntöisesti maalajien raekoosta. Hienorakeisimmilla sedimenteillä virtausnopeus on pieni, savilla ei virtausta tapahdu käytännössä yhtään. Karkearakeisissa sedimenteissä virtausnopeudet kasvavat raekoon ja lajittuneisuuden kasvaessa. Soralla ja pienillä kivillä virtausnopeudet voivat olla harjuytimissä 15-25 m/d luokkaa (Mälkki 1999). Suomessa kallioperä on näennäisesti huokosetonta, joten virtausnopeudet ovat ehyessä kalliossa erittäin pieniä. Kallioperässä esiintyy kuitenkin sekundääristä ruhjeisuutta, joka johtuu kallioperän jännitystilojen aiheuttamista liikunnoista. Avoimet raot tai ruhjeet voivat ulottua kilometrien syvyyteen ja ne täyttyvät vedellä (Mälkki 1999). Ruhjeiden pintaosat voivat kuitenkin olla kuivat. Kallioperän vedenjohtavuudet vaihtelevat erittäin suuresti rakoilun ja ruhjeisuuden mukaan, ja ne voivat olla välillä 10-2-10-11 m/s (Mälkki 1999). Pohjaveden virtaus kallioperässä tapahtuu pääsääntöisesti rakoja pitkin, mutta paikoin kallio voi olla voimakkaasti rikkoutunutta, jolloin virtaus tapahtuu huokoisissa olosuhteissa kuten maaperässä. Kalliopohjaveden virtausta tutkittaessa ja mallinnettaessa voidaan kuitenkin ruhjevyöhykkeitä ajatella huokoisina tutkimuksen mittakaavan ollessa useiden kilometrien luokkaa (Leveinen 2006).
Aineiden kulkeutuminen sekä pohja- ja pintaveden laatu
Veden määrään vaikuttaa eniten sadannan ja haihdunnan suhde. Pintaveden paikalliseen määrään vaikuttavat lisäksi vesistön tulo- ja menovirtaamat. Pohjaveden muodostumiseen vaikuttavat sadannan ja haihdunnan lisäksi imeytyminen maaperään sekä vesistöt. Imeytymiseen vaikuttavat rakennetun ympäristön ominaisuudet, maanpinnan tiiveys ja raekoko, kasvillisuus sekä maaperän ja kallioperän oikovirtausreitit, kuten juurikanavat, madonreiät, kivien pinnat ja kallion raot. Suomessa noin puolet sateesta imeytyy maaperään ja pieni osa siitä päätyy pohjavesivyöhykkeeseen muodostaen pohjavettä (Korkka-Niemi & Salonen 1996). Vesistöistä voi myös imeytyä vettä pohjavedeksi. Pohja- ja erityisesti pintaveden määrään vaikuttaa lisäksi vuodenaikaisvaihtelu. Vedenpinnat ovat korkeimmillaan kevättulvien ja syyssateiden aikaan ja matalimmillaan lopputalvesta ennen sulamiskauden alkua. Vuosittaiset vaihtelut pinnankorkeuksissa voivat olla paikoin huomattavia. Kaivosympäristöissä on tyypillistä suuret pohjaveden pinnan korkeuden vaihtelut, johtuen erityisesti kaivos- ja louhostilojen kuivatuksista. Ihmisen toiminta muuttaakin usein pohjaveden virtaussuuntia kaivosalueella.
Osittain kyllästynyt vyöhyke on tärkeässä asemassa erityisesti aineiden kulkeutumisessa ja geokemiallisissa reaktioissa kaivosympäristössä, sillä se toimii puskurivyöhykkeenä pölyperäisen kuormituksen ja kaivannaisjätealueiden suotovesikuormituksen sekä pohjaveden välillä. Osittain kyllästynyt vyöhyke voi pidättää haitta-aineita tehokkaasti, mutta fysikaaliset, kemialliset ja biologiset prosessit voivat mobilisoida pidättyneitä haitta-aineita maaperästä maaveteen ja edelleen pohjaveteen tai pintavalunnan ja pintakerrosvalunnan kautta pintavesiin riippuen siitä kuinka pysyvästi aineet ovat pidättyneet. Pohjavesivyöhykkeessä haitta-aineet liikkuvat huomattavasti nopeammin ja aineiden pidättymisreaktiot ja -kapasiteetti ovat alhaisempia kuin osittain kyllästyneessä vyöhykkeessä. Minkä vuoksi kaivosalueen ympäristövaikutuksia tarkasteltaessa on tärkeää tuntea maaperän rakenne ja pohjaveden virtaussuunnat sekä kallioperän ruhjeiden merkitys aineiden kuljettaja. Geologisten olosuhteiden lisäksi haitta-aineiden kulkeutumisen sekä pohjaveden kuormituksen arvioinnissa onkin tärkeää tunnistaa tarkasteltavien haitta-aineiden sitoutumiseen ja liukenemiseen sekä liikkuvuuteen maaperässä ja pohjavedessä vaikuttavat prosessit ja tekijät, kuten geologiset ja ilmasto-olosuhteet, maannosvyöhykkeen fysikaalis-kemialliset olosuhteet sekä geokemialliset reaktiot.
Mineraalien rapautumisen seurauksena kaivannaisjätealueiden suotovesiin ja louhos- ja kaivostilojen kuivatusvesiin liukenee haitallisia aineita. Ne vaikuttavat ympäristöön johdettaessa pohja- ja pintaveden laatuun yhdessä maa- ja kallioperän luontaisien rapautumis- ja hapetus-pelkitysreaktioiden seurauksena liukenevien aineiden kanssa. Louhos- ja kaivostiloissa mineraalien rapautumisreaktioiden seurauksena saostuu sekundäärimineraaleja, jotka liukenevat, jos kaivos- ja louhostilojen annetaan täyttyä vedellä esim. kaivostoiminnan päätyttyä. Karbonaatti- ja silikaattimineraalien sekä alumiinisilikaattien rapautuminen puskuroivat sulfidimineraalien rapautumisessa sekä sekundäärimineraalien liukenemisen seurauksena muodostuvaa happamuutta (Younger et al. 2002). Suotovesien sekä kaivos- ja louhosvesien happamuus riippuukin karbonaatti- ja silikaattimineraalien rapautumisnopeudesta suhteessa sulfidisten mineraalien rapautumisnopeuteen.
Metallien liikkuvuus ja esiintymismuodot kaivosvesissä sekä pohja- ja pintavesissä riippuvat voimakkaasti pH-arvosta ja alkaliteetista. Metallit esiintyvät maavedessä sekä pohja- ja pintavesissä liuenneissa muodoissa vapaina metalli-ioneina tai epäorgaanisina komplekseina (Stumm & Morgan 1996). Epäorgaaniset ja orgaaniset kolloidit ja suuret polymeerit esiintyvät lähinnä partikkelimuodossa. Liuenneet metallit voivat pidättyä uudelleen kiinteisiin epäorgaanisiin faaseihin, kuten raudan, alumiinin, kalsiumin tai mangaanin oksihydroksideihin, savimineraaleihin tai orgaaniseen ainekseen. pH, redox-potentiaali ja lämpötila sekä maaperän koostumus (mineralogia, orgaanisen aineen pitoisuus) ja mikrobiologiset prosessit vaikuttavat metallien liukoisuuteen, liikkuvuuteen, saostumiseen ja esiintymismuotoihin (Siegel 2002). Metallien esiintymismuodot puolestaan vaikuttavat niiden biosaatavuuteen, toksisuuteen sekä liukoisuuteen ja sitoutumiseen muihin yhdisteisiin. Vapaat metalli-ionit ovat kirjallisuuden perusteella huomattavasti komplekseja biosaatavimpia akvaattisille eliöille (mm. Allen & Hansen 1996).
Geokemialliset reaktiot, jotka kuluttavat tai tuottavat emäskationeja tai anioneja vaikuttavat kaivosvesien happamuuteen ja alkaliteettiin (Younger et al., 2002). Sulfidimineraalien rapautuessa kaivannaisjätteistä vapautuneet metalli-ionit voivat pysyä liukoisessa muodossa tai voivat saostua erityisesti metalli-oksihydroksidifaaseina, mutta myös sulfaatti- ja karbonaattifaaseina riippuen veden pH-arvosta, alkaliteetista ja hapetus-pelkistysolosuhteista (redox). Liukoiset metallit sekä kolloidisiin ja suspendoituneihin partikkeleihin sitoutuneet metalli-ionit kulkeutuvat suoto-, pohja- ja pintavesissä advektion mukana. Kulkeutumiseen vaikuttavat virtausnopeuden lisäksi aineiden leviäminen dispersion avulla sekä pidättyminen maapartikkeleiden orgaanisille ja mineraalipinnoille ja mineraalien saostumis- ja liukenemisreaktiot. Nämä reaktiot riippuvat voimakkaasti pH-arvosta, joka puolestaan säätelee mineraalien ja maapartikkelien pintavarausta (Younger et al. 2002). pH-arvon lisäksi maaperän metallien pidätyskyky riippuu kationinvaihtokapasiteetista (CEC), alumiinin, raudan, kalsiumin ja mangaanin oksihydroksidien pitoisuudesta sekä orgaanisen aineksen ja saven pitoisuudesta, jotka vaikuttavat pidättävien pintojen määrän kautta.
Kuivatetuissa louhos- ja kaivostiloissa sulfidimineraalien hapettumista tapahtuu osittain kyllästyneissä kallioperänhuokosissa, jotka ovat alttiina ilman hapelle, mutta eivät aktiivisen virtauksen alaisena (Younger et al. 2002). Vastaavaa sulfidimineraalien hapettumista tapahtuu kaivannaisjätealueilla altaan veden pinnan yläpuolisessa osittain kyllästyneessä vyöhykkeessä. Tällöin kallioperän, sivukivien ja rikastushiekan huokosvesiin akkumuloituu rapautumistuotteita, jotka alkavat muodostaa sekundäärisiä mineraalifaaseja. Nämä faasit alkavat liueta, kun kaivannaisjätealueisiin suotautuu sadevettä tai kun louhos- ja kaivostilojen annetaan täyttyä vedellä kaivoksen sulkemisen jälkeen. Erityisesti louhos- ja kaivostilojen täyttyminen voi lisätä happamien, metallipitoisten vesien kulkeutumista pohja- ja pintavesiin varsinkin kaivosalueilla, joissa kallioperä on ruhjeinen ja kaivos- ja louhostilojen sekä alueen pohjaveden välillä on hydraulinen yhteys. Geokemiallisen mallinnuksen avulla voidaan arvioida ja ennustaa miten pH ja veden laatu kaivosalueen ulkopuolisissa vesistöissä muuttuu, kun vesistöt vastaanottavat happamia ja metallipitoisia kaivosvesiä. Kaivosten pintavalutuskentiltä vesistöihin johdettavan veden laatuun vaikuttavat kosteikolla tapahtuvat biogeokemialliset prosessit. Anaerobisissa oloissa mikrobiologinen toiminta voi edistää sulfaattien pelkistymistä ja saostumista metallisulfideiksi ja siten vähentää kaivosveden metallipitoisuutta ja happamuutta (Younger et al. 2002). Toisaalta pintavalutuskentiltä voi myös vapautua liuennutta orgaanista aineista sekä emäskationeja, jotka vaikuttavat vastaanottavan vesistön veden laatuun.
Virtauksen ja aineiden kulkeutumisen laskenta ja mallinnus kaivosympäristössä
Yksinkertaiset laskentatarkastelut
Yksinkertaisimmillaan haitta-aineiden kulkeutumista, kulkeutumisreittejä ja nopeutta voidaan arvioida veden virtausnopeuden ja veden pinnankorkeuksien perusteella. Darcyn lain (Fetter 1988) avulla voidaan laskea pohjaveden virtaama (Q) tai virtausnopeus (q) maaperässä seuraavasti:
Q = k*A*(h/L) (1) k = vedenjohtavuus (m/s) A = poikkipinta-ala (m2) h = korkeus (m) L = pituus (m)
q = k*(h/l) (2)
Tehokas virtausnopeus v (m/s) voidaan laskea virtausnopeudesta seuraavasti:
v = q/n (3) n = huokoisuus (-)
Kulkeutumisaika voidaan puolestaan lasketaan tehokkaasta virtausnopeudesta:
t = m/v (4) m = kulkeutumismatka (m)
Kun yhdistetään kaavat (2), (3) ja (4) saadaan kulkeutumisajan laskentakaavaksi:
t = L/(k/n)/3600/24 (5) t = aika (vrk)
Pohjaveden ja siinä kulkeutuvien liukoisten haitta-aineiden kulkeutumisaikaa pohjavesivyöhykkeessä olevasta päästölähteestä vedenottokaivoon voidaan arvioida kaavalla (Schijven et al., 2006):
t = (πnhL2)/Q (6) L = pituus eli päästölähteen etäisyys vedenottokaivosta (m) Q = pumpattava vesimäärä (m3/vrk)
Aikaa, joka kuluu liukoisen haitta-aineen kulkeutumiseen järvestä, joesta tai esimerkiksi selkeytysaltaasta pohjaveteen, kun järven, joen tai altaan vedenpinta on korkeammalla kuin pohjaveden pinta, voidaan arvioida Dupuitin yhtälön (Fetter 1988) avulla:
t = L/((1/2*k)*((h12-h22)/L))/n)/3600/24 (7) L = kulkeutumismatka eli kaivon etäisyys järvestä tai joesta (m) h1 = joen, järven tai altaan pinnankorkeus (m) h2 = pohjaveden pinnankorkeus (m)
Haitta-aineiden pitoisuuden jakaantumista vesi- ja maafaasin välillä voidaan kuvata ainekohtaisella jakaantumiskertoimella (Kd), joka kuvaa kiinteän faasin ja vesifaasin haitta-ainepitoisuuksien suhdetta (Appelo & Postma 1996). Myös adsorptio- ja desorptioisotermejä (esim. Freundlich ja Lanqmuir) ja niistä laskettuja jakaantumiskertoimia voidaan käyttää maaperään pidättyneen sekä maa- tai pohjaveteen liuenneen haitta-ainepitoisuuden arvioinnissa sekä mallinnettaessa haitta-aineiden kulkeutumista. Kun määritetään haitta-aineiden Kd-arvoja laboratorio-olosuhteissa, tulisi huomioida, että pH-olosuhteet, lämpötila ja maa-ainesliuossuhde vastaisivat mahdollisimman hyvin kenttäolosuhteita, sillä näillä tekijöillä on suure merkitys Kd-arvon suuruudessa.
Jos haitta-aineen jakaantumiskerroin tunnetaan kirjallisuuden tai mittauksien pohjalta ja aineen kokonaispitoisuus (esim. kuningasvesiuutto) maaperässä (Cs) on tunnettu, voidaan aineen pitoisuutta maa- tai pohjavedessä (Cw) arvioida yksinkertaisimmillaan seuraavasti:
Cw = Cs/Kd (8) Cw = pitoisuus vesifaasissa (mg/L) Cs = pitoisuus kiinteässä faasissa (mg/kg) Kd = metallikohtainen maaperä-vesifaasien jakaantumiskerroin (L/kg)
Jos jakaantumiskertoimen ja haitta-aineen kokonaispitoisuuden maaperässä lisäksi tunnetaan maaperän tilavuusvesipitoisuus ja kuivatiheys, voidaan maa- tai pohjaveden pitoisuus laskea seuraavasti (Brand et al. 2007):
Cw = Cs/(Kd + (Vw/SD)) (9) Vw = maaperän tilavuusvesipitoisuus (L/L) SD = maaperän kuivatiheys (kg/L)
Vajovesivyöhykkeessä maaperän huokostilavuudesta vain osa on veden kyllästämää, kun taas pohjavesivyöhykkeessä maaperän huokostilavuus on kokonaan veden täyttämää ja maaperän tilavuusvesipitoisuus vastaa maaperän huokoisuutta. Etenkin orgaanisilla haitta-aineilla jakaantumiskerroin korreloi voimakkaasti orgaanisen hiilen pitoisuuden kanssa (Appelo & Postma 1996), koska aineet pidättyvät pääasiassa maaperän orgaaniseen ainekseen. Liuenneen orgaanisen hiilen pitoisuuden on myös havaittu vaikuttavan, mm. nikkelin jakaantumiskertoimeen (Janssen et al. 1997). Pohja- ja maaveden metallipitoisuuden arvioinnissa voidaan hyödyntää seuraavaa kaavaa, jos arvioinnissa halutaan huomioida myös veden DOC pitoisuus (Naturvårdsverket 2007):
Cw = Cs/[Kd + (Vw(1+KDOC*DOC)+VaH)/SD] (10) Vw = maaperän tilavuusvesipitoisuus (L/L) Va = maaperän ilmapitoisuus kuivatiheys (L/L) SD = maaperän kuivatiheys (kg/L) DOC = liukoisen orgaanisen hiilen pitoisuus vedessä (kg/L) KDOC = liukoisen orgaanisen hiilen jakaantumiskerroin (L/kg) H = Henryn vakio
Pohjaveden virtauksen ja kulkeutumisen mallinnus
Kun arvioidaan pohjaveden virtausta ja haitta-aineiden kulkeutumisreittejä kaivosympäristössä, on tärkeää hyödyntää hydrogeologisia tutkimuksia. Niiden avulla voidaan tunnistaa pohjaveden virtaussuunnat ja tarvittaessa hydrogeologisista yksiköistä voidaan tuottaa 3D-rakennemalli. Hydrogeologisessa mallinnuksessa voidaan hyödyntää esimerkiksi GSI3D, Surpac tai Leapfrog Hydro mallinnusohjelmia. Rakennemallia voidaan puolestaan hyödyntää tutkimusalueen hydrologisen mallin rakentamisessa. Kohteesta riippuen hydrologinen mallinnus voi pitää sisällään maa- ja kallioperän pohjaveden virtausmallin laadinnan tai kokonaisvaltaisen pohja- ja pintavesien hydrologisen mallin. Mallinnettavan kohteen ominaisuudet ja mallinnuksen tavoitteet asettavat lähtökohdat mallinnusprosessille. Näiden perusteella voidaan päätellä mitä mallinnusohjelmistoja, matemaattisia yhtälöitä sekä erityisesti lähtöaineistoa kyseisen mallinnuksen toteuttaminen edellyttää. Hydrologisessa mallinnuksessa voidaan käyttää esimerkiksi MikeShe tai Hydrogeosphere (HGS) mallinnusohjelmia, jotka voivat huomioida koko hydrologisen kierron. MikeShe mallinnusohjelma on laajasti käytetty kaivosympäristöjen mallinnuksessa, kun tarkastellaan pohja- ja pintavesien vuorovaikutusta. Sillä ei voida kuitenkaan mallintaa veden virtausta louhostiloissa ja kallioperän ruhjeissa. Pohjaveden virtausmallinnukseen on kehitetty useita eri ohjelmia. Näistä Modflow on yksi yleisimmin pohjaveden virtauksen mallinnuksessa käytetty ohjelmisto. Kaivosalueiden maa- ja kalliopohjaveden virtauksen mallinnuksessa sekä kaivos- ja louhostilojen kuivatuksen vaikutusta arvioinnissa maailmalla käytetään kuitenkin laajasti Feflow-ohjelmistoa, joka elementtimenetelmäpohjaisena ohjelmistona soveltuu Modflow-ohjelmaa paremmin simulointeihin, joissa pohjaveden pinnan tasoissa voi olla lyhyelläkin etäisyydellä kymmenien jopa satojen metrien korkeusvaihteluita ja laskennassa joudutaan huomioimaan myös laskentasolujen kuivumista. Virtausmallinnuksessa oleellisia yhtälöitä ovat veden virtauksen kuvaukset maaperässä osittain kyllästyneessä ja kyllästyneessä tilassa.
Pohjaveden virtauksen mallinnukseen tarvitaan kattavasti lähtötietoja kohteen geologiasta ja hydrologiasta, kuten maanpinnan ja kallionpinnan topografiasta, maaperän rakenteesta ja vedenjohtavuudesta sekä pohja- ja pintavesien pinnankorkeuksista ja virtaamista. Mallinnukseen tarvittavaa aineistoa voidaan koota kohteessa jo tehdyistä veden laadun ja pinnakorkeuden seurantatutkimuksista, alueen geologisista ja hydrologisista selvityksistä sekä uusien kenttä- ja laboratoriotutkimuksien ja kirjallisuuden avulla. Lisäksi osa parametrien arvoista voidaan määritellä myös kalibroinnin kautta esimerkiksi hyödyntämällä PEST-ohjelmaa (vrt. Doherty 2003). Jotta mallinnustuloksia voidaan hyödyntää riskinarvioinnissa, on tärkeää kalibroida malli pohjaveden pintoja tai mitattuja haitta-aineiden pitoisuuksia vastaan sekä arvioida mallin epävarmuutta sekä herkkyyttä eri lähtötietojen ja parametrien vaihtelulle (esim. mittausvirheelle). Lisäksi mallinnustulosten luotettavuuden arvioinnissa on huomioitava lähtötietojen kattavuus ja luotettavuus. On hyvä rakentaa alustava virtausmalli, jo siinä vaiheessa kun maastotutkimukset ovat kesken, jolloin lisätutkimuksia voidaan kohdentaa alueille, joista puuttuva mittaustieto näyttäisi herkkyysanalyysin perusteella vaikuttavan merkittävimmin mallinnustulokseen.
Kalibroidun hydrologisen mallin pohjalta voidaan mallintaa haitallisten aineiden kulkeutumisreittejä, -aikoja ja pitoisuuksia kaivosalueella ja sen ympäristössä. Mallinnuksessa voidaan huomioida ja verrata eri kontaminaatiolähteitä suoto-, pinta- ja pohjavesivyöhykkeiden vuorovaikutusalueilla (esim. kaivannaisjätealueiden suotovedet, louhostilat ja selkeytysaltaat). Kulkeutumisprosessien kuvaus vaihtelee eri mallinnusohjelmien välillä. Kulkeutumismallinnuksessa aineiden esiintymistä maa- ja vesifaasin välillä kuvataan yleensä jakaantumiskertoimien (Kd) avulla. Yleisimmin kulkeutumisen mallinnuksessa haitta-aineen pitoisuuden vähenemistä voidaan kuvata 1-kertaluvun tai Michaelis-Menten reaktiolla sekä sorptioreaktioita Henryn, Freundlichin tai Lanqmuirin adsorptio- ja desorptioisotermien avulla (esim. MikeShe ja Feflow). Reaktiivisessa kulkeutumisen mallinnuksessa voidaan huomioida myös metallien välisiä reaktioita ja mallintaa metallien esiintymismuotoja virtausmallin laskemilla virtausreiteillä. Esimerkiksi Feflow-ohjelmassa käyttäjä voi itse määritellä kineettiset reaktiot, jotka säätelevät eri aineiden reaktiivista kulkeutumista.
Geokemiallinen mallinnus
Geokemiallisessa mallinnuksessa oleellista on tunnistaa geokemialliset reaktiot, jotka vaikuttavat metallien pidättymiseen ja liukenemiseen maaperä- ja vesifaasin välillä. Spesiaatio- ja liukoisuusmallien (mm. PHREEQC, MINTEQ) hyödyntäminen vedenlaadun tulkinnassa tarjoaa nopean katsauksen vesinäytteiden kemialliseen koostumukseen oletetussa termodynaamisessa tasapainotilassa. Näiden mallien avulla voidaan laskea aineiden eri esiintymismuotojen pitoisuudet ja aktiivisuudet vesinäytteessä, jonka alkuaineiden liukoiset pitoisuudet sekä anionien ja kationien pitoisuudet, lämpötila, alkaliteetti, pH ja redox-potentiaali sekä hapen pitoisuus ovat tunnettuja. Tietoa aineiden eri esiintymismuodoista vesinäytteissä voidaan hyödyntää etenkin aineiden biosaatavuuden arvioinnissa, sillä joidenkin haitta-aineiden (mm. kromi, arseeni) toksisuus vaihtelee huomattavasti eri spesiesten välillä. Lisäksi vapaat ionit ovat liikkuvampia ja helpommin biosaatavia kun kompleksiset yhdisteet (mm. Allen & Hansen 1996). Spesiaatio- ja liukoisuusmallien avulla voidaan myös laskea eri mineraalien kyllästysindeksit (SI), joiden perusteella voidaan arvioida eri mineraalien liukoisuutta ja saostumista sekä rapautumisnopeutta ja puskurointikykyä. Kyllästysindeksi lasketaan ioniaktiivisuustulon (IAP) ja liukoisuustulon (Ksp) avulla seuraavasti:
SI = log(IAP/Ksp) (11) IAP = ioniaktiivisuustulo Ksp = liukoisuustulo
Jos SI on <0 mineraali liukenee, jos SI on >0 mineraali saostuu. Kun SI on 0, mineraali on tasapainossa liuoksen kanssa Spesiaatio- ja liukoisuusmalleilla voidaan ennustaa miten eri vesien sekoittuminen tai ympäristöolosuhteiden muutokset vaikuttavat veden laatuun ja aineiden esiintymismuotoihin. Hyödyntämällä parametrien estimointiin ja herkkyysanalyysiin kehitettyä PEST-ohjelmaa yhdessä geokemiallisen mallinnusohjelman kanssa, voidaan tunnistaa mitkä veden laadun muuttujat vaikuttavat merkittävimmin tarkasteltavien aineiden esiintymismuotoihin tai mineraalien liukoisuus- ja saostumisreaktioihin.
Spesiaatio- ja liukoisuusmallit toimivat perustana reaktiotie-malleille ja kytketyille reaktiivisille kulkeutumismalleille (mm. PHREEQC, HP1, PHAST). Reaktiotiemallinnuksen avulla voidaan simuloida metallien esiintymismuotoja kulkeutumisreittiä pitkin ja arvioida esiintymismuotojen vaihtelua kohteessa. Kytketyissä reaktiivisissa aineiden kulkeutumismalleissa geokemiallisten reaktioiden mallinnus ja veden ja aineiden kulkeutuminen on linkitetty yhteen. Mikä tarkoittaa sitä, että advektiota ja dispersiota kuvaavat osittaisdifferentiaaliyhtälöt ja kemiallista tasapainoa kuvaavat algebralliset yhtälöt on ratkaistu yhdessä (Zhu & Anderson 2002).
Johtopäätökset
Veden ja aineiden kulkeutumisen mallinnuksen avulla voidaan tukea ekologista ja terveysriskinarviointia ja tuottaa tietoa kulkeutumisreiteistä ja pitoisuuksista silloin, kun oletettavasti esiintyy riskejä metallien liukenemiselle maaperästä ja kulkeutumiselle kaivosalueen ulkopuolelle. Geokemiallista mallinnusta on hyödyllistä käyttää metallikuormituksen laadun arvioinnissa, jos kohteesta on tarpeeksi kattavaa veden laatuaineistoa (pH, redox, lämpötila, eri alkuaineiden pitoisuudet, mineralogia) tai puuttuvat tiedot esim. redox ja lämpötila voidaan arvioida luotettavasti. Sen avulla voidaan myös arvioida mineraalien hapettumista ja rapautumista kaivos- ja louhostiloissa sekä kaivannaisjätealueilla ja siten arvioida syntyvien kaivosvesien ja suotovesien laatua pitkällä aikavälillä. Veden ja aineiden kulkeutumismallinnuksen avulla voidaan todentaa suotovesien kulkeutumisreitit ja selvittää kulkeutuuko kaivosalueelta haitallisia aineita pohja- ja pintavesiin. Lisäksi voidaan arvioida vedenvirtaussuuntien sekä pohja- ja pintavesien laadun muutosta, avolouhoksen tai maanalaisten kaivostilojen kuivatuksen vaikutuksesta tai kaivostoiminnan päättyessä, kun louhos- ja kaivostilojen annetaan täyttyä vedellä. Parhaimmillaan mallinnus tarjoaakin työvälineen veden virtaussuuntien, määrän ja laadun muutosten ennakoimiseen ja huomioimiseen kaivoksen riskien hallinnassa.
Lähdeluettelo
Allen, H.E., & Hansen, D.J., 1996. The importance of trace metal speciation to water quality criteria. Water Environ. Res. 68, 42–54.
Appelo, C. A. J. & Postma, D. 1996. Geochemistry, groundwater and pollution. 3th edition. A. A. Balkema. Rotterdam, Netherlands. 536 p. ISBN 905410 1067.
Doherty, J., 2003. Groundwater model calibration using pilot points and regularisation. Ground Water. 41 (2): 170-177.
Fetter, C.W. 1988. Applied Hydrogeology. 2nd edition. Macmillan, New York. 592 s.
Janssen, R.P.T., Peijnenburg, W.J.G.M., Posthuma, L. & Van Den Hoop, M.A.G.T. 1997. Equilibrium Partitioning of Heavy Metals in Dutch Field Soils. I. Relationship Between Metal Partition Coefficients and Soil Characteristics. Environmental Toxicity and Chemistry. Vol. 16, No. 12, 2470-2478.
Keller, E.A. 1992. Environmental Geology. 6th edition. MacMillan, New York. 521 s.
Korkka-Niemi, K. & Salonen, V.-P. 1996. Maanalaiset vedet - pohjavesigeologian perusteet. Turun yliopiston täydennyskoulutuskeskus, Turku. 181 s.
Leveinen, J. 2006. Virtausmallinnus kaivosympäristötutkimuksissa - esimerkkinä Hituran kaivos. Geologian tutkimuskeskus, Espoo, 41 s.
Lvovitch, M. 1970. World Water Balance. International Association of Scientific Hydrology, 2, s. 401-415.
Mustonen, S. (toim.) 1986. Sovellettu hydrologia, Vesiyhdistys r.y.
Mälkki, E. 1999. Pohjavesi ja pohjaveden ympäristö. Kustannusosakeyhtiö Tammi, Helsinki, 304 s.
Naturvårdsverket. 2007. Riktvärden för förorenad mark. Modellbeskrivning och vägledning. Remissversion 19.10.2007. 73 s.
Schijven, J.F., Mülschlegel, J.H.C., Hassanizadeh, S.M., Teunis, P.F.M., & de Roda Husman, A.M. 2006. Determination of protection zones for Dutch groundwater wells against virus contamination - uncertainty and sensitivity analysis. Journal of water and Health, 4(3): 297-312.
Siegel, F.R. 2002. Environmental Geochemistry of Potentially Toxic Metals. Springer-Verlag. Berlin, Heidelberg. 218 s.
Stumm, W. & Morgan, J.J. 1996. Aquatic Chemistry, Chemical Equilibria and Rates in Natural Waters. 3th edition. Wiley-Interscience Publication. New York. 1022 s.
Younger, P.L., Banwart, S.A. & Hedin, R.S. 2002. Mine Water – Hydrology, Pollution, Remediation. Kluwer Academic Publishers. 442 s.
Zhu, C. & Anderson, G. 2002. Environmental Applications of Geochemical Modeling. Cambridge University Press. 284 s.