GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS GEOLOGICAL SURVEY OF FINLAND Ydinjätteiden sijoitustutkimukset Nuclear Waste Disposal Research

Tiedonanto YST-75

Lasse Ahonen, Runar Blomqvist, Maija Kurimo & Aimo Kuivamaki

K A L L I O P O H J A V E S I O L O S U H T E E T O U T O K U M M U N SUKKULANSALOSSA: VUODEN 1990 TUTKIMUKSET

Raportti Säteilyturvakeskuksen tilaamasta tutkimuksesta

Espoo 1991

ABSTRACT

Ahonen, L., Blomqvist, R., Kurimo, M, & Kuiilamaki, A. 1991. Deep bedrock hydmgeologicd condirions in the Su kkulansalo area, Ou fokumpu: Results o f 1990. Geological Survey of Finland. Nuckar Wmte Disposal Research. Repo# YST- 75, 42 pages, 20 Figures + 2 Tables, 6 Appendices. ISBN 951-690-431 -9. ISSN 0783-3555.

The present study is a continuation of the deep groundwater research program in the Outokumpu region, Eastem Finland. The aim of the study is to improve the understanding of the factors and processes contributing to the evolution of saline deep bedrock waters. A general target of this work is to produce reference data for the hydrogeologicd and mineralogical investigations involved i n research into nuclear waste disposal. The chemid composition of deep groundwater, the hydraulic conductivity of the wall rock, and the fracture mineralogy in two drill holes were studied, and the differencies between hydraulic heads in various water conductive zones were estimated. Structumi characteristics of the study area were aiso studied by means of topographical as well as geophysical maps.

One of the drill holes (OKU-551) penetrates for the most part mica gneisses that are relatively fresh and unfractured. The drill hole conlains two different water types: the upper, slightly saline Na-dominated type, and the Iower, more saline Ca-dominated type. The location of the contact between the two water types is controlled by a single, hydraulically very conductive fracture zone, evidently comesponding to the major fracture zone running parallel to the overall strike and dip of the schistosity along the 10 km long Outokumpu zone. Otherwise the hydrauiic conductivity valua measured in that drill hole were extremely low. The water discharging from the fracture zone represents the slightly sahe type and dominates the whole water chernistry in the drill hole above the fracture zone. The water in h e other drill hole (OKU-737) is saline throughout the entire hole. The upper part of the drill hole dissects black schists, skarn rocks and serpentinites of the rnineralized Outokumpu-formation, deeper down the rock type is mainly mica gneiss. A fractured and partl y prous type is encountered at 250 - 360 m; deeper down an relatively unfractured type is found. A continuous relatively

conductive zone was encountered at the depth interval200 - 300 m (with 25 m packer spacings).

Water-rock interaction was interprekd by m m s of equilibnum thermodynamic calculations using the program PHREEQE. The water samples analyzed are oversaturated with respect to the clay minerals encountered in the drill cores. The Al and Si content of the waters are probably controlled by some intermediate phases and steps in h drolysis reactions which ultimately produce clay minerals. The K and Mg content o r water samples dso seems to be controlled by precipitation reactions. The dominant soluble cations in the water sampIes are Ca and Na. Their relative abundance varies, thus allowing the discrimination of separate water types, which are likely to have a different history . The fracture study strongly emphasizes the abundance of zeolites, mainly laurnontite and analcime. Other frequent fracture infdlings are calcite, different chlorite types and prehnite. The clay rninerals are relatively rare but irnportant from the point of view of W phenomenoma. MontmoriUonite and some other dioctahedral smecfites have been identified but many of the crystalline phases in Open fractures are still unidentified. A further significant feature is that analcime and certain chlorite types prevail in Open fractures and cavities.

Lasse Ahonen, Runar Blomqvist, Maija Kurimo & Aimo Kuivamäki Gmlogical S urvey of Finland, SF02 150 ESPOO, Finland

Ahonen, L., Elo visc, R . , Kurimo, M. di Kuivamliki, A. Kalliopohjavesiolosuh~ee~ Outokummun Su % ulansalossa: vuoden 1990 tutkimukset. Geologian tu fkirnuskeskus , ydinjdtteiden sijoitustutkirnukset, Raportti YST- 75, 42 sivua, 20 Auvaa + 2 taulukkoa, 6 liitettd, ISBN 951 -6m431-9. I W 0783-3555.

Esitettävä tutkimus on jatkoa aikaisemmalle Outokummun alueen syvien kalliopoh- j avesien tutkimukselle. Tutkimuksen tavoitteena on parantaa kallioperässä esiintyvien suolaisten pohjavesien syntyyn ja kehitykseen vaikuttavia tekijöiden ymmärtämistä. Tavoitteena on myös saada vertailevaa tietoa hydrogmlogiasb ja mineraali-vesi- vuorovaikutusilmiöista sellaisissa kivilajiympäristöissä, joista amänhetkisten ydinjättei- den sij oituspaikkatu tkimusten yhteydessä on saatu vain vähän tietoa. Tutkimuksessa analysoitiin kalliopohjaveden koostumusta kahdesta kaireiastä, kairei kien lavistämien kivien vedenjohtavuutta ja rakovyöhy keiden välisiä mahdollisia painekorkeuseroj a. Kairas ydämi stä tutkittiin vastaavien reikien rakomineraali t . Hydrogeologian kanna1 ta mahdollisesti merkittäviä rakenteita etsittiin karttatulkinnan avulla, käytettävissä olivat topografisen kartan lisäksi geofysikaaliset matdaientokartat.

Tuthtuista kairei 'istii toinen, reikä 55 1 lavistaa pääasiassa kiillegneissia. Kairareiästä tavataan kahta eri vesity yppia: ylempi lievkti suolainen Na-valtainen ja alempi suolainen Ca-valtainen tyyppi . Eri vesityyppien rajapinnan paikkaa kontrolloi ilmeisesti rakovyöhyke, jonka vedenjohtavuus on hyvin korkea. Muualla reiassä vedenjohtavuus on suhteellisen alhainen. Rakovyöhykkeestä on tulkittu tulevan reikään lievästi suolaista vesityyppiä, jota tavataan reiän yläosassa. Toisen tutkitun reiän (reikä 737) vesi on kauttaaltaan tasaisen suolaista. Reikä lavisiää ylsosastaan Outokumpu- muodosturnan liuskeita, alempana kiillegneissiä. Kiillegneississä on noin sadan metrin pituinen 25 metrin tulppaväieillä mitattuna yhtenäinen suhteellisen korkean vedenjoh tavuuden omaava vyöhyke s ydeltä 200 m syvyydelle 300 m. Kairasydäntutkimuksen perus- teella kivi on 250 TM) m välillii rakoillutta j a osaksi huokaista, alempana tavataan suhteellisen ehjää killegneissia.

Kivi-vai-vuorovaikutusta tarkasteltiin PHREEQE-ohjelmalla tehtyjen iasapainoter- modynaamisten laskelmien avulla. Tutkitut vesinäy tteet näyttävät olevan kairasydami stä havaittujen savimineraalien suhteen ylikylläisiä. Vesien Al- ja Si-pitoisuutta kontrolloi todennäköisesti jokin savimineraalien tai muiden sili kaattien muodostumiseen lii t t yva välituote. Myös K- ja Mg- pitoisuudet näyttävät varsin selvästi saostumisreaktioiden rajoittamilta. Vallitsevat kationit ovat Ca ja Na, joiden määräsuhteet vaihtelevat viitaten erilaisten vesityyppien esiintymiseen alueella.

Rakomineraalitutkimu ksen perusteella zeoliiti t ovat yleisiä rakotäytteina, pääasiallisesti esiintyy laumontiittia ja analsiimia. Muita suhteellisen yleisiä rakotäytteiti ovat kalsiitti ja kloriitit seka prehniitti. Savimineraaleja tavataan suhteellisen vähän, useimmiten on tunnistettu smektiittiryhmän mineraaleja. Kalsiitti, analsiimi ja eräät kloriitit ovat vallitsevina avoraoissa ja onbloissa.

Lasse Ahonen, Runar Blomqvist, Maija Kurimo & Aimo Kuivamäki Geolog ical S urvey of Finland, SF-02 150 ESPOO, Finland

ABSTRACT

JOHDANTO

SUKKULANSALON ALUEEN LINEAMENTITTARKASTELU Tausta ja tavoite Tutkimusaineisto

Magneettiset lineamenit Slingram lineamentit Topografiset lineamen tit

Yhteenveto

KALLIOPOHJAVEDEN KOOSTUMUS

Näytteenotto ja analytiikka Tulokset

Tulosten tarkastelu

KAIRASYDANAINEISTON TUTKIMUKSET Kairareikä OKU-737 Kairareikä OKU-55 1

YHTEENVETO

KIRJALLISUUSLUETTELO

JOHDANTO

Geologian tutkimuskeskus on vuodesta 1985 lähtien tutkinut suurelta osin Sateilyturva-

keskuksen rahoittaman tutkimusohjelman puitteissa syvien kalliopohj avesien koostumus-

ta ns. Outokumpu-muodostumaa lävistävistä syvistä kairei'istä Outokummun ja

Polvijämen väiisella alueella (Nurmi & Kukkonen 1986, Blomqvist & al. 1987,

Halonen & Blomqvist 1988, Blomqvist & d. 1989). Tutkimuksen tavoitteena on saada

vertaileva tietoa kalliopohjaveden koostumukseen vaikuttavista tekijöistä aiueel la, jossa geologinen ympäristö on vaihteleva ja ydinpolttoaineen loppusijoitustutkimuksiin

valituista ensimmäisistä alueista poikkeava.

Kuten aikaisemmassa Outokummun alueen syvien pohjavesien tutkimuksessa on tullut ilmi (ks. myös Nurmi & al. 19881, on mineraalien ja veden väiisilla vuorovaikutus-

reaktioilla keskeinen merkitys kallioperässä esiintyvien suolaisten pohj avesien kehityk- sen kannalta, joskin on myös otettava huomioon tutkimuksen kohteena olevan kivilaji-

assosiaation jo alkuperäitään keskimaaraisesta suomalaisesta kallioperästä poikkeava

luonne. Useita minerdi-vesi-reaktioita voidaan kuvata termodynaamisten tasapaino-

tilojen avulla. Vaikka tasapainotiloja ei aina olekaan saavutettu, voidaan terrno- dynamiikan perusteella ennustaa mahdollisia tapahtumia ja kehityssuuntia. Outokum- mun Sukkulansalon alueen kairareikien 740 ja 74 1 vesien kwstumuksen ja rakomine- raalitiedon perusteella on valmisteilla erillinen raportti (Pitkänent & al. 199 1). Nyt käsillä oleva raportti sisältää kairarei'ista OKU-551 ja OKU-737 kesän 1990 aikana

otettujen näytteiden termdynaamisen tasapainotarkastelun.

Ensimmäisissä raporteissa esitettyjen tulosten perusteella alueella esiintyy useampia

eri vesityyppejä, joiden välinen syvyy ssuuntainen vaihettuminen toisiinsa on suhteel-

lisen j yrkkärajaista. Todettiin myös tiettyjen kivilajien ja vesityyppien väiinen kor-

relaatio. Myöhemmissä tutkimuksissa korostui geologisten rikkonai suusv yöh ykkeiden

ja topgrafian merkitys kalliopohjaveden esiintymisen kannalta. Tämän johdosta nähtiin

tarpeelliseksi tehdä myös pohjavesitutkimusta tukeva rakennegeologinen tarkastelu.

Taustatietoina olivat käytettävissä alueen aikaisempaan tutkimukseen liit t yvat rakennetta

ja litologiaa käsittelevät julkaistut tutkimukset (Gd & ai. 1975, Koistinen 198 l), samoin kuin GTK: n matalalen toaineisto alueelta. Lisäksi pyrittiin saamaan kiisi telta- väksi Maan mittaushallituksen digitaalinen korkeuskäyräaineisto, mutta se ei valmistunut

ajoissa.

Pitkaaikaisten kivi-vesivuorovaikutusilmiöiden selvittelyssä isotooppigeologiset mene-

telmät ovat osoittautuneet tehokkaiksi työkaluiksi . Menetelmina on käy tetty stron tium-

isotooppisuhteita, " ~ r / ' ~ ~ r , (Smalley & al. 1988), hapen ja vedyn stabiileja isotooppeja

1B 0, 2~ ja radioisotooppeja, esim. 3~ (Blomqvist & al. 1989) , jotka antavat tietoa kiven ja veden väiisestä vuorovaikutuksesta, pohjaveden muodostumisolosuhteista seka aivan uuden pohjavesikomponentin määrästä. Kalliopohjaveden viipymäiän maarityk- sesa voidaan apuna käyttäa veden 14C-pitoisuuden mäkitysta, mutta tulosten tarkaste- lussa on syytä varovaisuuteen, kuten Kankaisen (1 986) tutkimuksista ilmenee. Nyt esitettävässä tutkimuksessa kii nnit&än erityisesti huomiota hiilihappo- karbonaattisy s-

teemiin ja siihen liittyviin tasapainoilmiöihin muuttuvapaineisessa naytteenotossa, joita

sekä käytetty Ietkunaytteenotto että tulppana ytteenotto edustavat. Vesifaasista tapahtu- vaan '4~-iänmääritykseen liittyy epävarmuutta myös johtuen liukoisen karbonaatin ja kiinteän Monaattimineraalin välisesta mahdollisesta vuorovaikutuksesta.

Uutena isotooppitekniikkana mukaan on otettu uraanin epätasapainosarj oj en tutkimus, josta saadaan karbonaattis ys teemistä riippumatonta tietoa kalliopohj aveden viip y ma-

iästä. Tutkimus tehdään kansainväiisenä yhteistyönä (AEA, Harwell Laboratories, UK)

ja raportoidm erikseen .

Merkittävä osa tasa raportissa kuvattavasta näytteenottotyöstä perustuu kehiteltyyn tuippanay tteenottotehiikkaan , joka kuvataan tarkemmin erillisessa raportissa (Laakso- harju & ai. 1991). Outokummun alueella tehdyllä työllä on ollut suuri merkitys näytteenottolaitteiston kehittelyn kannalta.

Tämän tutkimuksen Säteilyturvakeskuksen nimeämäna yhdyshenkilöna on toiminut tarkastaja Kai Jakobson ja Geologian tutkimuskeskuksen yhdy shenkilöna toimi eri kois- tutkija Runar Blomqvist.

SUKKULANSALON ALUEEN LINEAMENl7ITARKASTELl.J

Tausta ja tavoite Outokummun Sukkulansalon alueen kalliophjavesiessä on todettu huomattavaa

koostumuksen vaihtelua pintaläheisistä bikarbonaattivesistä valtameren suolaisuutta

lähenteleviin kloridivesiin. Yhtenä koostumusvaihteluihin vaikuttavana tekij äna saattaa olla kallioperän rikkonaisuus, jolla on merkitystä erityisesti kalliopohjaveden liikkumi-

sen kannalta, esimerkiksi pintaläheisten kalliopohj avesien kulkeutumisen ohjaamisessa.

Outokummun alue on 1980-luvun puolivälin asti kuulunut maamme malminetsinnän

painopistealueisiin ja siitä on myös julkaistu kattavia rakenteellisia selvityksiä. GaAi 'in

& al. (1975) tutkimus käsittelee Outokumpujakson alueellisia tektonisia ja stratigrafi-

sia piirteitä. Tutkimuksessa on liitteenä karttamuodossa Outokumpujakson slingram

mittaukset sekä geologinen ja rakenteellinen tulkinta Keretin ja Vuonoksen kaivosten väiiseltä Outokumpujakson alueelta. Koistinen (1 98 1) tarkastelee kattavasti Ou tokum-

mun alueen rakenteellista kehitystä erityisesti alueen plastisten deformaatiovaiheiden aikana. Työn liitteenä on Outokummun alueen geologinen kartta, joka ulottuu Keretin

ja Vuonoksen kautta Horsmanahoon ja käsittää siten myös Sukkulansalon tutkimuskoh-

teen. Geologisessa kartassa ja rinnalla olevissa pysty leikkauksissa on vajaan 10 km

matkalla seurattavissa jakson kulun ja keskimääräisen kaateen suuntaista hiertovyöhy-

kettä, joka on jakson merkittävin mhjevyöhyke. Ruhjevyöhyke on helposti tunnistetta-

vissa niin kaivoksissa (Keretti ja Vuonos) kuin myös kaikissa sitä liivistävissä kai-

rasydärnissä (Koistinen 1990). Outokumpujaksoa leikkaavia hiertovyoh ykkeitä ja

siirroksia on kuvattu Keretin että Vuonosten kaivosten yhteydessä (Koistinen 198 l), mutta näiden alueiden ulkopuolelta on olemassa vain niukasti j UI kaistua tietoa.

Tämän osatutkimuksen tavoitwna on 1) tutustua Outokumpu-jakson kallioperän ru hjetektoniseen rakenteeseen, 2) hahmottaa karttatarkastelujen perusteella tutkimus- alueen (Sukkulansalon - Perttilahden alueen) merki ttavimmat ru hj evyöhykkeet , sekä 3) pyrkii arvoimaan ruhjevyöhy kkeiden yhteytta Wliopohjavesien todettuihin koostumus-

vaih teluihin . Oleellisena osana on lisäksi 4) suunnitella ongelman tarkasteluun liittyviä

täydentäviä tutkimuksia.

Tutkimusaineisto

Sukkulansalon alueen ruhjetarkastelu tehtiin karttatulkintana seuraavasta tutkimusaineis-

tosta:

- magneettinen matalalen tokartta 1 : 200 000 j a 1 : 100 000 sama-arvokä yräkarttana

Geologian tutkimuskeskuksen mittausaineiston perusteella,

- edelliseen aineistoon sekä säköisten reaali- ja imaginaarikomponenttien mittauksiin

perustuvat vinovalaisu kuvat (vrt . Kurimo & al. 1990).

- Slingram-kartta 1: 50 000 Outokumpujaksosta ja sen lahiympäristöstä Outkokumpu Oy:n mittausten perusteella (Gd & al. 1975),

- peruskartta 1: 20 000 ja peruskartan pienennös 1: 50 000.

Ou tokumpuj ahon kivet nakyvät slingram- kartassa ja magneettisessa matalalentokartassa voimakkaina anomaliajaksoina. Sen sijaan Outokumpujakson ympäristössä magneettinen

taso on heikko. Tämä vaikeuttaa Outokumpujaksoa leikkaavien magneettisten li-

neamen ttien havaitsemista ja tarkkaa pai kallistamista; lineamen ttien havaitsemista pyrittiin tämän vuoksi parantamaan vinovdaisukuvien tarkastelutasoj a valittaessa . Topografiakartan tulkintaa vaikeuttavat Sukkulan mlon pohjoispuolella oleva voimakas 335 "-suuntainen drumliinirnaiserna ja syvyyskäynen puuttuminen Viinijwesta.

Magneettiset heamentit Voimakkaimmat Outokumpuj ahoa leikkaavat linearnen ti t ovat NW - SE -suuntaisia (A - A', B - B', C - C' - C"ja D - D', kuva 1). Selvin lineamenteista on Sukkulansa- lon koillispuolella noin 2 km:n etäisyydellä kulkeva linearnentti (linmmentti C - C'-

C' '1, johon näyttää liittyvän selvä oikeakätinen horisontaalisiirty mä. Sukkulansdon kairausalueen lähellä nakyy myös heikkoja viitteitä Outokumpujaksoa leikkaavista NW

- SE -suuntaisista lineamenteista (esim. E - E'). Magneettisella kartalla näkyy selvänä ryhmänä Outokumpujaksoa loivasti (noin 25 ":en kulmassa) leikkaavat 20"- 25 "- suuntaiset lineamen tit. Leikaavat lineamentit muodostvat Outokumpujakson alueelle salmiakin muotoisia lohkoja. Yli 5 km pitkä 25 " -suuntainen magneettinen lineamentti leikkaa Sukkulansalon kairausaluetta reiän 737 luoteispuolella (kuva 2). S ukkulansalon

ympäristössä on myös nähtävillä N-S -suuntaisia magneettisten anomalioiden katkoksia.

Slingram-lineamentit Slingram -kartalla esiintyy l u h i sia Ou tokurnpujaksoa leikkaavia, m hjeita indikoivia

lineamentteja suunnassa 20" - 30". Täilaisia lineamentteja kulkee mm. Outokummun ja Keretin välistä, Vuonoksen länsipuolelta ja Su kkulansalossa reiän 737 luoteispuolel- ta. Sukkulansalosssa samassa kohtaa kulkee myös magneettinen lineamentti. Suunta

20"- 30" on esiintyy Sotkuman kupolin länsireunalla erittäin voimakkaana topograftse- na lineamenttiv yöhykkeeena. Sukkulansalon alueella esiintyy slingram-kartassa 1 yh yiti heamentteja suunnassa 85 " - 90". Niihin liittyy ilmeisesti oi keakatisia horisontaalisiir- roksia. Lineamentit leikaavat kairausprofiilin reikien 740 ja 55 1 väliseila dueella.

Topografwt iineamentit Topografisen kartan pienennöksessä 1 : 50 000 esiintyy muutamia regionaalisia, 3 10" - suuntaisia lineamen ttej a. Yksi niistä kulkee Kuoresj ärvestä Horsmanahon koilli spuolitse

kohti Kuismanmäkeä ja toinen Vuonoksesta Maarianvaam koillispuoleiie. Suunnassa 340" kulkee suun lineamentti Laikanlahdesta Mutalankylän kaakkoispuolelle. Sukku-

lansaion alueella ei esiinny selviä, voimakkaita topograiisia iiieamentteja. Sukkulan-

joen suunta saattaa edustaa paikallista ruhjetta ja Sukkulnjoen mutkan kohdalla (Korkeakangas) voi kulkea leikkaava 25"-suuntainen ruhje. Sukkulanjoen suuntainen ruhje näyttää todennäköiseltä myös Perttiiahden köhdaila.

Kuva 1. Magneettisen matalalentokartan vinovalaisukuvalta tulkitut Sukkulansaion ympäristiin pääiineamentit. Sukkulansaion tutkimusprofiili merkitty punaisella. Valaistu lännestä, taso -350 - 350 nT.

SELITYS

---- MAGNEETTINEN LINEAMENTTI

- SLINGRAM LINEAMENTTI

Kuva 2. Sukkulansalon kairausalueella esiintyvät päälineamentit magneettisen matala- lentokartan ja slingram-kartan tulkintojen perusteella.

Yhteenveto Alustavassa Sukkulansalon lineamenttitarkastelussa on tullut esille Outokumpujaksoa

leikkaavia lineamentteja joiden voidaan olettaa edustavan kallioperän ruhjeita. Jotkut

näistä havaituista lineamenteista leikkaa Sukkulansalon kairausaluetta ja voivat vaikut-

taa alueen pohjavesiolosuhteisiin. Ruhjeiden olemassaolon varmistus ja tarkan sijainnin

paikantaminen sekä kaateen arvioiminen vaativat kohteen kairausnaytteiden tutkimista.

Numeerinen korkeuskartta-aineisto on työn alla Maanmittaushallituksessa. Jatkotutki-

muksissa tämä olisi myös käytettävissä.

Hydrauliset reikämittaukset tehtiin Geologian tutkimuskeskuksen kaksi tulppal ai tteis toa

käyttäen. Laitteiston rakenne, toimintaperiaate ja käytetyt tulosten tul kintarnenetelmät esitellään tarkemmin erillisessä raportissa (Laaksoharju & d. 199 1). Mittauksia tehtiin

kesän 1990 a i h a kairarei'issä OKU-55 1 ja OKU-737. Mittausten tarkoituksena oli

paikantaa vettä johtavat raot vesinäytkenottoa varten. Kairareikä 551 käytiin sys- temaattisesti läpi 25 metrin tulppaväiiä käyttäen 650 metrin syvyyteen saakka. Reikä on tukkeutunut 670 metrin syvyydelta. Tärkeimmissä vettä johtavissa vyöhykkeissä tehtiin tarkennetut mittaukset 6 metrin tulppaväliila. Kairareiän 737 yläosan vedenjoh- tavuusmittaukset oli jo aikaisemmin tehty 225 metrin syvyyteen saakka pumppu s- kokeilla (Blomqvist & al. 1989). Tbä reikä mitattiin uudelleen samaa tulppaväiia

käyttäen. Syvyysväli 100 - 150 metriä mitattiin lisäksi 6 metrin tulppaväiia käy ttaen,

mittauksia 25 metrin tulppaväiiä käyttäen tehtiin 350 metrin syvyyteen saakka.

Mittaukset lopetettiin teknisten ongelmien ja ajanpuutteen takia. Reikä on tukkeutunut

440 metrin syvyydeltä.

Kallion vedenjohtavuusmittaukset tehtiin ns. ' slug-testeina' , jotka suoritettiin seuraavas-

ti: 1) Tutkittava kairareiän osa eristettiin tulpiiia. 2) Tulppavdin painetta alennettiin

akiIlisesti poistamalla vettä ylapuolisesta letkustosta, joka on yhteydessä testiväliin. 3)

Tutkittiin paineen palautumista testivalillä seuraamalla vedenpinnan tason kohoamista

letkustossa . Paineen palautumista seurattiin palautumisnopeudesta ja testivälin kiinnos-

tavuudesta riippuen eri pituisia aikoja (15 min - 2 t).

Slug-testien tulkinnassa käytettiin Rameyn & al. (1975) tyyppikäyrän sovitus- menetelmää (Earlougher 1977, Almén & al. 1986). Luotettava käy- sovitus edel-

lyttää kuitenkin, että paineen palautumista on seurattu riittävän kauan (vähintään n. 40-

60 % alkuperäisestä hydraulisesta korkeudesta). Aihaisen vedenj ohtavuuden omaavilla testiväieilla tämä olisi edellyttänyt jopa useiden vuorokausien mittausaikaa kstivalia kohti. Tästä syystä kallion vedenjohtavuu tta arvioitiin myös suoraan paineen palautu-

misnopeuden perusteella. Menetelmää on aikaisemmin sovellettu Palmo tun alueen hydraulisten mittausten tulkinnassa (Ahonen ja Paananen 1991). Tulokset osoittavat, että eri menetelmillä saadut tulokset ovat suhteellisen hyvin vertailukelpoisia (kuva 3).

Käytetyt tulkintamenetelmit on esitelty liitteessä 1. Esimerkkejä mittaustuloksista vedenjohtavuudel taan erilaisilla mittausväleillä ja tulosten tulkinnoista käy tetyista graafisista esityksistä on esitetty liitteissä 2 - 4. Yhteenveto eri menetelmillä lasketuista vedenjohtavuusamoista on koottu taulukkoon 1. Graafmen esitys kallion vsdenjoh-

tavuuden vaihtelusta tutkituissa rei'issä on esitetty kuvassa 4. Suurimmat lasketut vedenjohtavuusarvot ovat noin 1u7. Samaa suuruusluokkaa oleva arvo saadaan

tekemällä ko. laitteistolla vastaava hydraulinen testi ilman tulppien sulkemista eli 'äärettömässä' vedenjohtavuudessa, joten suurimmat ilmoitetut vedenjohtavuusarvot

ovat itseasiassa mittauslaitteiston virtausvastuksen rajoittamia, todellisen kallion

vedenjohtavuuden ollessa mahdollisesti korkeampi. Pienimmät lasketut vedenjoh- tavuusarvot ovat noin 10". Alhaisilla vedenjohtavuuksilla mittaustarkkuutta rajoittava

tekijä on laitteiston peräänantaminen ('equipment compliance'), joka johtuu testivälin paine-erosta ylä- ja alapuoliseen kairareikään verrattuna. Muutamissa kairareiän 551

mittauksissa todettiin äkillistä paineen palautumisnopeuden kasvua, joka ilmeisesti

johtui jommankumman tulpan liikahtamisesta. Reiassä 551 25 metrin tulppavälilla

tehdyissä mittauksissa käytettiin noin 800 kPa (8 bar) täyttöpainetta. Myöhempänä ajankohtana tästä reiästä 6 metrin tulppaavälilla tehdyssä naytteenotossa - samoin kuin kaikissa reiän 737 tutkimuksissa - käytettiin noin 1.1 -1.2 MPa (11 -12 bar) täyttö-

painetta ja varmistusletkua, jonka avulla tulppapainetta testien aikana voitiin seurata.

Kuva 3. Eri menetelmillä laskettujen vedenjohtavuusarvojen vertailu. K1 on paineen palautumisvirtaaman perusteella laskettu arvo: K1 = QIHL, missä Q on virtaama (m3/s), H = jäännösalipaine (m,,), L = tulppaväli (m). K2 on tyyppikäyrän sovituk- sen perusteella laskettu arvo (mls).

Taulukko 1. Yhteenveto eri menetelmillä lasketuista kallion vedenjohtavuusarvoista (mls) eri testiväieilla (pituuslukemat metreina). Vertailun vuoksi mukana on myös aikaisempia mittaustuloksia reiästä 737 (Blomqvist & al. 1989).

Kairareikä 55 1 leikkaa ylaosastaan pääasiallisesti kiillegneissiksi luokiteltua kivilajia,

jossa tavataan muutamin kohdin mustaliuskevälikerroksia. Mitatut vedenjohtavuudet

ovat hyvin alhaiset. Ainoa 25 metrin mittausvali reiassä, josta oli mahdollisuus saada

suuria vesinäytteitä oli väli 425 - 450 m. Tämä kohta tutkittiin siten myös 6 metrin

tulppavalia käyttäen. Kiinnitettäessa tulppia testiväiille 440 - 446 m todettiin tulppiin

menevän normaalia suurempi vesimäärä. Koska oli olemassa vaara, että tulppa oli

pullistumassa avoimeen rakotilaan, laskettiin näytteenotin syvyysväiille 441 - 447.

Naytteenottimen noston yhteydessä todettiin alatulpassa jälkiä pullistumisesta noin 5

cm:n läpimittaiseen kairareikää leikkaavaan avorakoon, joka sijaitsee 446 - 447 metrin

OKU-551 OKU-737

R-PIT. K 1 K2 K2

6*10-10

lxlO-10

9*10-'

6*10-l0

1*10-' 3*10-~

l*lo-' 6*10-l0

50 - 75 75 - 100 100 - 105 105 - 110 110 - 115 115 - 120 120 - 125 125 - 130 130 - 135 135 - 140 145 - 150

150 - 175 175 - 200 200 - 225 225 - 250 250 - 275 275 - 300 300 - 325

R-PIT.

50 - 75 75 - 100

100 - 125 125 - 150 175 - 200 200 - 225 225 - 250 250 - 275 275 - 300

275 - 280 280 - 285 285 - 290 290 - 295 295 - 300

300 - 325 325 - 350 350 - 375 375 - 400 400 - 425 425 - 450

425 - 430 430 - 435 435 - 440 441 - 446

450 - 475 475 - 500 500 - 525 525 - 550 550 - 575 575 - 600 625 - 650

K1

8*10-10 5*10-l0 6*10-l1 3*10-l0 2*10-l0 l*lo-lo 1~10-l0 2*10-l0 7*10-' l*lo-' 2*l0-' 2*lom9 3*10-' l*lo-' 2*10-l0 8*10-l0 2*l0-' 2*10-l0 3*10-l0 l * l ~ - ~ 1*10'~O 2*10-l0 1*10-' 1*10-~ 2x10-l0 2*l0-' 8*10-l0 1*10-l0 1*10-l0 1x10-l0 3*10-l0

1*10-' 4*10-l0 8*10-~ l*lo-' 2*l0-' l*lo-' 7*10-l0 3*10m7 5*10-~ 3*10-~ 6*l0-' l*lo-' l*lo-' 1*10-~ 1*10-~ 1*10'~ 1*10-~ 1*10-~

9*10-l0

3*10m8

8x10-l0

1*10-~ 2*10-~ 2*10-~

1989

25 - 50 50 - 75 75 - 100

200 - 225

7*10-l0 9*10-l0 l*lo-' 3*10-'

Tulppalai tteiston käyttMnoton ja kehittelyn tavoitteena on myös eri rakovy öhykkeiden stattisten painekorkeuksien mittaaminen ja vertaaminen. Mittauksia on tehty Outo- kummun alueen lisäksi myös Palmotussa (Ahonen ja Paananen 1991). Erityinen

varovaisuus on havaittu tarpeelliseksi mittaustulosten arvioinnissa. Mittauksissa on syytä keskittyä iärkeimpiin vettä johtaviin rakovyöhykkeisiin ja pyrkiä mahdollisimman pitkiin seuranta-aikoihin . S taattista paineen (vedenpinnan korkeuksien) muutoksia tulisi mahdollisuuksien mukaan seurata myös tutkittavan tulppavalin ylä- ja alapuolisilla osilla.

Kairareiässä 55 1 reikapituusvälillä 425 - 450, samoinkuin osaväiillä 441 - 447 m, jossa todettiin hyvä vedenjohtavuus , oli havaittavissa myös selvä ylipaine siten , että suljetulla tuippavälilla painekorkeusarvo oli n . 60 cm korkeampi kuin vapaan reiän painekor- keustaso (ks. liite 2.2). Tulos varmennettiin vesinäytteenoton yhteydessä pitämäila tulpat kiinni yön yli, jolloin testiväiille kehittyi lähes 1.5 metrin ylipaine,

Kairareiassä 737 oli reikäpituusvälin 225 - 325 rn kaikilla 25 metrin testiosuuksilla todettavissa alipainetta noin 1 m,,. Kun tulpat mittauksen jäikeen avattiin, todettiin vapaan reiän veden korkeuden kohonneen testin aihna. Tämä oli selvästi havaittavissa reikapituusväiilla 250 - 325 m (ks. liite 2.3). Testiväiilla 250 - 275 m seurattiin paineen kehitystä piiämallä tulpat kii~itettyina yön yli. Testivälin paine todettiin noin 0.2 m,, alhaisemmaksi kuin vapaan reiän painetaso testin alussa. Kokeen lopussa tulppien avaamisen jälkeen vapaan reiän painekorkeustaso oli noin 1.2 Q~ korkeampi

kuin kokeen alussa. Edellä esitetty voidaan tulkita niin, että reiän alaosasta tapahtuu

virtausta ylöspäin. Sulj ettaessa reikä ulospurkautumisalueenutumi n aiapuolel ta, syntyy reikään

tulppien alapuolelle ylipaine, joka välittömästi tulppien avaamisen jäi keen kohottaa hetkellisesti reiän vedenpinnan tasoa.

KALLIOPOWAVEDEN KOOSTUMUS

Näytteenotto ja analytiikka Ennen hydraulisia testej a kairareiän 55 1 vedestä otettiin y htenainen profiiiinay te letkunaytteenottimella. Näy te analysoitiin 50 metrin välein otettuina osanay tteina, joten

saatiin tieto reikäveden kaastumusvaihtelusta. Edellakuvattujen hydraulisten mittausten perusteella valittiin kairei' ista vettä johtavat paikat kaksihilppanaytteenottoa varten.

Kairareiästä 55 1 pumpattiin (3.7.1990) pituusväliltä 425 - 450 m noin 60 litran näy te radioisotooppimäärityksia varten IAEA, Harwell Laboratories, UK), seka noin 100

litran näyte 14C-analyysiä varten (4.7.1990). Myöhemmin (5 -9.1990) tehtiin tarkennet- tu näytteenotto 441 - 447 metrin pituusvaliltä, josta toimitettiin radioisotooppianalyysiin

75 litran nayte. Reiästä 737 otettiin 75 litran nayte radioisotooppianalyysejä varten

reikäpituusväliltä 125 - 131 (12.9.90) sekä 150 litran nayte hiili-isotooppitutkimuksia

varten (13.9.1990). Radioisotooppianalyysejä varten tehtyjen naytteenottojen yhteydessä

otettiin myös näytteet radon-määrityksia varten Säteilyturvakeskukseen. Pumppausten

yhteydessä otettiin myös useita 1 litran naytteitä, jotka toimitettiin isotooppitutkimuk-

siin Helsingin yliopiston radiokemian laitokselle.

Vesinaytteitä pumpattaessa osa ylöstulevasta vedestä johdettiin lapivirtaus-kennostoon,

jossa mitattiin veden Eh- ja pH-arvo, liuenneen hapen pitoisuus ja sähkönjohtokyky.

Pumppauskaasuna käytettiin typpeä. Pumppauksen kuluessa otettiin useita naytteitä

vesikemiallisia analyysejä varten. Kukin nayte koostui 250 - 500 ml:n käsittelemattö-

mastä naytteestä, hapotetusta (HNO,) 100 ml:n naytteestä, sekä kahdesta 50 ml:n

erikoisnaytteestä CH, 'H ja ''0 sekä 87~r/86Sr). Nämä vesinaytteet otettiin myös

letkunaytteenotossa.

Geologian tutkimuskeskuksen analyyttisessä laboratoriossa analysoitujen alkuaineiden

määritysmenetelmät ja analyysirajat on esitetty taulukossa 2. Hiili-isotooppimääritykset

tehtiin Geologian tutkimuskeskuksessa seuraavasti: 14C-aktiivisuus määritettiin GTK:n

radiohiililaboratoriossa käyttäen kaasuverrannollisuuslaskentaa hiilidioksidin ollessa

laskentakaasuna (T. Kankainen), 613C-määritys tehtiin GTK: n kallioperaosaston

Finnigan Mat 25 1 kaasusyötteisella massaspektrometrilla (J. Karhu). Hiili-isotoop-

pinaytteistä määritettiin laboratoriossa lisäksi alkaliteetti ja pH. Tarkempi menetelma- 14 kuvaus on esitetty Kankaisen (1986) raportissa. C-aktiivisuus ilmoitetaan prosentteina

13 standardiaktiivisuudesta ('modern'), C-määrityksen tulos esitetään 13C/12~-suhteen

promillepoikkeamana standardin (PDB = 'Pee Dee Belemnite') vastaavasta suhteesta:

613C (%o) = ((13c/12c)m /(13c/12c)pDB - 1) * 1ooo

Taulukko 2. Analyysimenetelmät ja määritysrajat

menetelmä

ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ICP-OES ionikromatografia ionikromatografia ioniselekt. elektrodi

alku-aine

Ca Na Mg K S r Si Al Fe Mn Z n Ba C1

s04 F

maaritysraja (mg/l)

0.5 0.5 0.05 0.5 0.01 1.0 0.1 0.05 0.02 0.02 0.01 1.0 1.0 0.1

Tulokset Kairareiän 551 yläosan vesi on lievästi suolaista Na-Ca-C1-vettä, noin 400 - 500 metrin

syvyydella tapahtuu vaihettuminen suolaiseen Ca-valtaiseen vesityyppiin. Yleiskuva

veden kemiallisen koostumuksen vaihtelusta syvyyden funktiona on esitetty kuvassa 5.

Kemiallisen koostumuksen ja sen vaihtelun osalta tulos on yhdenmukainen samasta

reiästä aikaisemmin saadun tuloksen kanssa (Halonen ja Blomqvist 1988). Vastaavan-

laista rajapinnan vaihtelua kuin samassa profiilissa sijaitsevassa reiassa 740 (vrt.

Blomqvist & al. 1989) ei siten tässä reiassä ole havaittavissa. Merkittävin näiden eri

naytteenottojen tuloksissa oleva ero on mitatuissa pH-arvoissa (kuva 6a). Letku-

naytteenotossa veden pH mitataan kentällä purettaessa näytettä letkusta naytepulloihin.

Aikaisempi letkunaytteenotto (kuva 6a, katkoviiva) oli tehty kahdessa erässä, eri

nostojen väiinen raja sijoittuu kuvassa noin 400 metrin syvyydella olevaan äkillisen

pH-muutoksen vyöhykkeeseen. Tulppanaytteenottimella tehdyissä pumppauksissa pH-

mittaus tapahtuu lapivirtauskennostossa välittömästi veden tullessa maan pinnalle.

Tällöin saatiin selvästi korkeampia pH-arvoja kuin vastaavalta syvyydeltä letku-

näytteestä oli mitattu. Myös pumpattujen näytteiden myöhemmin laboratoriossa mitattu

pH-arvo oli pumppauksen aikaista alhaisempi. Reiän 737 hiili-isotooppinaytteen

pumppauksen aikainen pH-arvo oli noin 8.9 - 9.0, myöhemmin laboratoriossa mitattiin

pH-arvo 8.3. Reiän 551 vesinäytteen pH:n muuttumista testattiin myös seisottamalla pientä nestemäärää avoimessa astiassa huoneenlämpötilassa, jolloin pH laski arvoon

7.4.

Kuva 5. Kairareiih 551 veden koostumus syvyyden funktiona.

Kuva 6 . Veden pH (a), suolaisuus ja sähkönjohtavuus (b) syvyyden funktiona let- kunäytteenotossa kairareiästä 55 1. Katkoviiva kuvaa aikaisemmassa näytteenotossa saatuja tuloksia (Halonen ja Blomqvist 1988), neliöt kuvaavat tulppanäytteenottimella tehdyissä pumppauksissa saatuja arvoja @H, sähkönjohtavuus).

Veden kokonaissuolaisuuden kasvaessa syvemmälle mentäessä reiässä 551 eri ionien suhteellinen osuus liuoksessa muuttuu. Muuttumisvyöhyke on noin 400 - 500 metrin syvyydessä, lisäksi aivan pohjimmainen näyte on selvästi suolaisempi kuin muut. Kokonaisuolaisuuden kasvu nakyy luonnollisesti selvimmin pohjaveteen rikastuvan komponentin, kloridin, pitoisuuden kasvussa. Seuraavaksi runsaimmat komponentit, Ca ja Na seuraavat sitä, kuitenkin niin, että niiden suhteellinen osuus muuttuu suolaisuuden kasvaessa. Yläosan Na-valtainen vesi vaihettuu Ca-valtaiseksi. Näiden ionien pitoisuus, samoin kuin Sr-pitoisuuskin muuttuu suoraviivaisesti kloridipitoi- suuden kasvaessa (kuva 7). Reikäpituusväliltä 441 - 447 pumpattu vesi vastaa suolai- suudeltaan kairareiän yläosan vettä. Vaihettumisvyöhykkeen vesi on aivan ilmeisesti kairareiän pohjaosassa tavattavan suolaisen Ca-Na-C1-veden ja noin 441 - 447 metrin syvyydellä sijaitsevasta rakovyöhykkeestä tulevan veden sekoitus. Samaan tulokseen on ionisuhteiden perusteella päädytty jo aikaisemmassa tutkimuksessa (F3lomqvist & al.

1989).

Kuva 7. Kalsiumin, natriumin ja strontiumin pitoisuudet kloridipitoisuuden funktiona kairareiiin 551 vedessä, W = pumppausnaytteen Ca-pitoisuus, = pumppausnaytteen Na-pitoisuus.

Liuenneen piihapon määrä on likimain vakio ja siten myös kokonaisuolaisuudesta

riippumaton. Kokonaisalkaliteetti, joka edustaa HC0,-pitoisuutta kasvaa yleisen

suolaisuuden kasvun mukana likimain samassa suhteessa. Tulos on itseasiassa epa-

tyypillinen, sillä yleensä alkaliteettiarvo näyttäisi olevan riippumaton suolapitoisuuden

kasvusta, melko usein alkaliteetti jopa pienenee syvemmälle mentäessä ja veden

suolaisuuden kasvaessa (vrt. esim. Halonen ja Blomqvist 1988, Blomqvist & al. 1989,

Halonen & al. 1990). Kaliumin ja magnesiumin esiintyminen suolaisuuden vaihettumis-

vyöhykkeessa poikkeaa edelläesitetystä sekoittumismallista. Niiden käyttäytymistä

täytyneekin ohjata jokin suhteellisen nopea vuorovaikutusreaktio kiinteiden faasien

kanssa, erityisesti magnesiumin suhteen on viitteitä pH:n vaikutuksesta liuoksen

magnesiumipitoisuuteen.

Kuvassa 8 on esimerkki veden sähkönjohtavuuden, Eh:n pH:n ja liuenneen hapen

pitoisuuden käyttäytymisestä pumppausnaytteenoton aikana reiassä 551 reikäpituus-

väliltä 441 - 447 m. Muut vastaavat käyrastöt on esitetty liitteessä 5. Pumppauksen

alussa saadaan kairareiassa k.0. syvyydellä olevaa sekoittunutta vettä, jonka sähkön-

johtavuus on tässä tapauksessa korkeampi kuin raossa olevan veden. Mitattu Eh-arvo

on pumppauksen alussa korkea johtuen siitä, että elektrodi on ollut kosketuksissa ilman

ja/tai happirikkaan veden kanssa. Yleensä noin tunnin pumppaus on riittänyt likimain

vakion Eh-arvon saavuttamiseksi. On myös havaittu, että veden virtauksen loppuessa kennostossa Eh-arvo alkaa kasvaa. Yleensä pH-arvon vakioituminen tapahtuu huomat- tavasti nopeammin kuin Eh:n. Liuenneen hapen pitoisuus pumpatuissa näytteissä on yleensä alle käytetyn mittarin havaintorajan (0.01 mgll); vedestä erkanevien kaasujen

muodostamat kuplat myös häiritsevät enemmän happimittausta kuin muita läpivirtaus-

kennostossa tehtyjä mittauksia.

Kuva 8. Veden pH-arvo, liuenneen hapen pitoisuus, sähkönjohtavuus ja hapetus- pelkistyspotentiaali pumppauksen aikana, reikä 55 1, pituusväli 441 - 447 m.

6 0 0 100 200

1 1 1 1 , 1 1 , , , ~ , , , , - 400

: 300 Electr ical cond.

1 - - 3

1 200(2 3 -

Eh :100

I I

I I 1 :

-150 1 t , , , , , , , , , , , , , , , , , , 1 OOL 150L

0 0 100 200

t (min)

Hiili-isotooppimaarityhis& saatiin seuraavat tulokset: Reiästä 737 (pituusväli 125 - 13 1 m) pumpatun näytteen 14C-aktiivisuus = 37.90 f 0.70 % modern, 6I3C = - 18.7

4 0.1 % PDB. Reiästä 55 1 mitattiin vastaavasti seuraavat arvot: "C = 29.80 f 0.90 % modern, 613c = + 1.9 L PDB (Kankainen 1991a, 1991b). Mitattu posi- tiivinen 6I3C -arvo on pohj avesille hyvin epäty ypillinen . Laboratorion mukaan tulosta

on pidettävä epävarmana, koska määritys jouduttiin tekemään nomaalia huomattavasti

pienemmästä näytemäärästä.

Kaireikien 55 1 ja 737 "0- ja deuterium-arvot eri syvyy ksiltä on raportoitu aikaisemmin (Blomqvist & al. 1989). Nyt tehdyssä mittauksessa saadut arvot ovat täysin yhden-

mukaiset aikaisemman mittauksen kanssa.

Tulosten tarkastelu Tulosten tasapainotermod y naamisessa tarkastelussa käytettiin apuna PHREEQE-

ohjelmaa (Parkhurst & al. 1980), jonka avulla voidaan tunnettujen reaktio- tasapainov&ioiden (kompleksien ja ioniparien muodostuminen) perusteella laskea tietyn

liukoisen komponentin jakautuminen eri esiintymismuotoihin (species) . Tämän jäi keen voidaan tunnettujen liukoisuustasapainojen avulla arvioida veden 'kylläisyysastetta' eri

mineraalien suhteen, laskettavana parametrina käytetään kyllästymisindeksia (SI), joka määritellään seuraavasti:

Eli liuoksessa analyysin perusteella esiintyvien tasapainoon osallistuvien esiintymis- muotojen aktiivisuustulo (TAP) jaettuna vastaavalla tasapainotilan aktiivisuustulolla (&). Suure on lisäksi logaritminen, joten yhden yksikön suuruinen positiivinen

lqllästymisindeksi merkitsee, että liuoksessa mitattullaskettu ionitulo on kymmenker-

tainen tasapainotilassa esiintyvään ionituloon . PHREEQE-ohjelmaa voidaan analy soidun liuoksen koostumuksen ja kyllästymistilojen 'ratkaisemisen' lisäksi käyttää mm. kemiallisten reaktioiden ja liuosten sekoittumisen mallintamiseen. Ohjelma on tehty

ensisijaisesti liuostasapainotarkasteluja silmäilapitaen . Heterogeeniset reaktiot voidaan mallintaa ' faasiraj alle saakka' , mutta faasien välisiä massasiirtymiä ei ohjelma suoraan huomioi. Adsorptio/desorpti~r&oiden kvantitatiivisessa käsittelyssä on myös

vaikeuksia.

Liitteessä 6 on esitetty listaukset liuoskomponenttien esiintymismuodoista ja faasi-

tasapainoja kuvaavista kyllästymisindekseista pumpatuissa vesinaytteissä. Kupari-

pitoisuutta ei näistä näytteistä analysoitu. Koska sen käyttäytyminen pohjavedessä on kuitenkin monessa suhteessa mielenkiintoista, käytettiin mallilaskuissa OKU-740 reiästä

mitattujen kuparipitoisuuksien perusteella arvoa 0.02 mgll .

Tuki ttuj en vesien pääkomponenteista kloridilla ei ole kä ytannöllisesti katsoen lainkaan

pyrkimystä saostua mineraalifaaseihin, sitä pidetäänkin yleisesti pohjavesien konser- vatiivisimpana komponenttina. Liukoisten kompleksien muodostaj ana vedessä (erityise- sti kupankompleksit) sillä on kuitenkin suun merhtys. Natriumin pysyvyys vedessä on

myös suhteellisen suuri, merivedessä se on toinen pääkompnen tti. Meriveden NdCl-

suhde on noin 0.55 (massayksiköissä), tutkituissa Outokummun vesinäytteissä

puolestaan likimain 0.25. Jos verrataan kyseisten alkuaineiden määräsuhteita kivessä,

voidaan todeta natriumia olevan kivessä kaytännöllisesti katsoen rajattomasti saatavissa. Tämä pätee itse asiassa muihinkin kallioperin paaalkuaineisiin (Si, Al, Fe, Mg, Ca,

K), joiden pitoisuuksiin pohjavedessä vaikuttaa sitoutuminen rakotäytefaaseihin.

Loppu tuloksena on rakomineraalien kiteyty minen , mutta kivi-vesi-vuorovaikutusil-

miöissä on myös pinta-ilmioillä huomattava merkitys.

Kallioperän kahden tärkeimmän komponentin, SiO,:n ja Al,O,:n käyttäytyminen

pohjavedessä on selkeästi liukoisuustasapainojen rajoittama. Liuennut piihappo esiintyy

pohj avedessä pääasiassa di ssosioitumattomassa muodossaan:

Anionimuoto tulee siten vallitsevaksi pH: n 9.9 yläpuolella, ja piin liukoisuus kasvaa

voimakkaasti. Termod ynaami sen tarkastelun pcrusteeila liukoisuutta rajoittava tekij a näy ttai si olevan kiteinen faasi, kvartsi (SiQJ, jonka kyllästy misindeksi on varsin lähellä nollaa (kuva 9, liite 61, kun taas todennäköisempien amorfistenlkryptokiteisten

muotojen suhteen tutkitut vedet ovat selvästi alikylläisiä. Alumiinin käy tiäytyminen vastaa piitä sikäli, etiä sen liukoisuu tta näyttää myös kontrolloivan ki teinen faasi,

gibbsiitti (kuva 10. Letkunäytteenotossa reiän 55 1 yläosasta saadut näytteet ovat

gibsiitin suhteen ylikylläisia. Alumiinipitoisuudet letkunäytteissä ja pumpatuissa

näytteissä ovat samaa luokkaa, ero kyllästymisasteessa on seurausta rnitattujen pH- arvojen eroista. Pääosa liuokseen joutuvasta piistä ja alumiinista sitoutuu ilmeisesti savi mineraaleihin ja muihin kerroshilarakenteisiin mineraaleihin, joista usei rnpien

rakenteessa perus yksikkönä ovat pol ymeroituneesta piihapos ta muodostunut kerros " tetraednnen kerros" ja oktaedrisesti OK (ja 0') yksiköiden kanssa koordinoi tun u t

alumiinihydroksidi kerros "gi bbsiitti kerrosn. Lasketut tasapainotilat kiteisen kvartsin ja

gibbsiitin suhteen kuvaavat todennäköisesti metastabiilia tasapainotilaa reaktiossa, jonka lopputuloksen voi olla esimerkiksi kaoliniitti, illiitti, smektiitti tai prehniitti, joiden

suhteen vesi on selvästi ylkylläinen. Saostumisprosessien ymmärtämisen kannalta

pintakompleksien muodostumisen huomioonottaminen on tärkeää. Alumiinin tiedetään

sitoutuvan hyvin 'tiukasti' götiitin pinnalle (Evgren & al. 1990), vastaavilla pintail-

miöillä saattaa olla ratkaiseva merkitys monen muunkin vedessä olevan komponentin

liukoisuuden kannalta.

l I Quartz 1

Kuva 9. Piihapon liukeneminen pH:n funktiona Krauskopfin (1979) mukaan ja tutkittujen näytteiden piihappopitoisuudet ( ) .

Kuva 10. Gibbsiitin liukoisuus pH:n funktiona, laskettu PHREEQE-ohjelman avulla. Ympyrät kuvaavat reiän 551 Al-pitoisuuksia/pH-arvoja, neliöt vastaavasti reiän 737. Avosymboli = letkunäytteenotto, umpinainen = pumppaus.

Magnesiumin käyttäytyminen poikkeaa useimmista muista alkuaineista sikäli, että sen

pitoisuus vedessä alenee muun suolaisuuden kasvaessa (kuva 5). Jo aikaisempien, eri

alueilta kerätyistä kalliopohjavesistä tehtyjen tutkimusten perusteella näyttää veden pH-

arvo vaikuttavan magnesiumpitoisuuteen (esim. Halonen & al. 1990). Reiän 551

tulokset viittaavat myös tähän. Kuvassa 11 on havainnollistettu muutamia malleja

todennäköisimmistä nopeista magnesiumin saostumisreaktioista eri pH-arvoilla. Hyvin

emäksisessä vedessä kyseeseen voi tulla Mg(OH),:n saostuminen, mutta se ei havaituil-

la pH-arvoilla viela näytä mahdolliselta. Magnesiumin voidaan ajatella myös sitoutuvan

karbonaattihilaan. Mallilaskujen perusteella ollaankin varsin lähellä Mg- ja CO3'-

pitoisuuksia, joissa dolomiittia voi saostua, mutta liukoisuusrajaa ei viela saavuteta.

Korkeita Mg-pitoisuuksia voi odottaa liuoksissa, joiden pH-arvo ja karbonaattipitoisuus

ovat alhaisia. Potentiaalisia liuoksessa olevan magnesiumin kerääjiä ovat myös

kerroshilasilikaatit, lähinnä illiitti- ja smektiittihilat, mutta niiden muodostuminen ei

selitä havaittua magnesiumpitoisuuden pH-riippuvuutta.

Kuva 11. Mg-karbonaattien ja Mg(OH),:n liukoisuus eri pH-arvoilla. 1) Magnesiumin liukeneminen dolomiitista, jos liuenneen hiilihapon pitoisuus ei rajoita, 2) Vastaavasti magnesiitin kontrolloima mg-liukoisuus, 3) Magnesiitin kontrolloima liukoisuus liuenneen hiilihapon vakiopitoisuudessa 0.1 mm01 . 4) 4) Mg(OH),: n raj oittama magnesium-pitoisuus. Laskut diagrammiin on tehty PHREEQE-ohjelmalla. Ympyrät kuvaavat reiän 55 1 Mg-pitoisuuksialpH-arvoja, neliöt vastaavasti reiän 737. Avosym- boli = letkunäytteenotto, umpinainen = pumppaus.

Hapetus-pelkisty spotentiaali-niittausten tulosten tulkinnan kannalta keskeinen kysymys on: Mika tai mitkä ovat ne liuoksessa olevat redox-parit, jotka rnwiiävät poten- tiditacon elektrodin pinnalla. Jos vaikuttavia pareja on useampia ja ne ovat keskenään reagoivia, vallitsee niiden välillä redox-tasapaino. Mahdollisena pidetään myös tilannetta, että liuoksessa on useampia mittauselektrdilla reversiibelisti reag oivia pareja, jotka eivät reagoi keskenään liuoksessa. Täilöin mi ttaustuloksena saadaan ns. sekapotentiaali. Toinen keskeinen kysymys tulkinnan kannalta on: Mitkä heterogeeniset reaktiot ovat vaikuttaneet tdetun rdox-tiianteen syntymiseen, toisin sanoen, mitkä

mineraalit ovat redox-tasapainossa veden kanssa.

Outokummun alueella pitkäaikaisissa pumppauksissa platinaelektrodilla tehdyt redox- mittaukset ovat antaneet varsin vakioituneita ja toistettavia arvoja. Eh-pH-diagrammilla arvot ovat sijoittuneet varsin pienelle alueelle (kuva 10). Mahdollisten redox-elektro- lyyttien konsentraatiot ovat hyvin pieniä, raudan lisäksi kuparilla saattaa olla merki- tysti tietyissä olosuhteissa, erityisesti kioridipitoisissa vesissä, my8s Mn, As, Sb j a Se

on otettava h uorniaon. Määräilisesti rikki on y l e n sä runsain kalliopohjavesi ssii

useammalla kuin yhdellä eri hapetusasklla esiintyvistä alkuaineista. Sen redox-kemia on varsin monimutkainen. Yleisimmin tavattujen muotojen, sulfidin (S') ja sulfaatin (SO,') välisessä muuttumisessa siutyy kahdeksan elektronia, ja kuluu 4 vesirnole- kyylia:

Jo reaktion monimutkaisuuden perusteella on ilmeista, ettei se tapahdu nopeasti ja

reversiibelisti. Reaktiosarjassa tunnetaan myös useita suhteellisen pysyviä väli tuotteita, joiden reaktiivisuutta saattaa rajoittaa esim. molekyyliyhdisteen heikkoliukoisuus tai hydrofobisuus (esim. kaasumainen tai fiuennut S, tai kiteinen rombinen rikki, SJ.

Tutkittujen vesinäytteiden kokonaisrautapitoisuus on alle havaintoraj an, kokonais- raudasta saattaa lisaksi ainakin osa olla koiioidis ta rau tah ydroksia. Mallinnuslaskujen perusteella rnitatuilla Eh-pH-arvoilla liuenneiden eri hapetusasteella olevien rauta- muotojen aktiivisuussuhde Fe(lKihlFe(II), on likimain 1 , liuonnut Fe(I1I) on pääasiassa hydroksidikomplekseina. Kupari taas esin tyy pääasiassa hapetusasteella + 1 ja pääasiassa kloridikomplekseina. Sulftdilsulfaani-parin tasapaino on selvästi sulfaatin puolella. Epästabiileisb. rikkiyhdisteistä tmiennaköisimmät neutraalei ssa ja emäksisissä liuoksissa ovat tiosulfaatti- ja sulfutti. Näiden suhteen tutkitut vesinäytteet ovat

likimain tasapainossa (kuva 12). Rauta- tai rikkipitoisista kiinteistä faaseista Fe(OHX

on likimain tasapainossa liuoksen kanssa, sulfidimineraalit py rkivat periaatteessa liukenemaan.

Kuva 12. Pumppauksissa mitattujen Eh- ja pH-arvojen sijoittuminen Eh-pH-diagram- mille. Veden pysyvyysaluetta kuvaavien suorien lisäksi kuvaan on merkitty rauta- hydroksidin saastumista kuvaava viiva pumppauskokeiden tulosten perusteella laskettuja Fe(I1)-arvoja vastaavasti sekä tiosulfaatti-sulfiittitasapainoa kuvaava viiva.

Näytteiden epäorgaanisesta kokonaishiilipitoisuudesta on suurin osa bikarbonaattina

(HC03-), jonka pitoisuus määritetään happotitrauksella. Hyvin emäksissä vesissä @H

n. 10) karbonaatti-ionin (CO3=) osuus on merkittävä. Liuoksen happamuuden kasvaessa

dissosioitumattoman hiilihapon määrä kasvaa ja saatetaan ylittää hiilidioksidin liukoi-

suus, jolloin liuoksesta vapautuu kaasumaista C0,:a. Liuosfaasissa tasapainoja kuvataan

tavanomaisilla tasapainoyhtälöilla, kaasu-neste-faasirajalla liuenneen hiilihapon ja

kaasufaasissa olevan hiilidioksidin osapaineen riippuvuutta kuvataan Henryn lain

avulla. Tasapainoyhtälöt ovat seuraavat, tasapainovakioiden arvot Snellmanin (1987)

mukaan:

CO, S H,CO, pK, = 1.47

H,C03 S HCO; + H' pK, = 6.35 HCO, S CO3= + H' pK, = 10.33

Kaasujen liukoisuus on paineesta riippuva, kuvassa 13 on kaavamainen esitys kal-

liopohjavesien kannalta tärkeimpien kaasujen liukoisuudesta ja liukoisuuden paineriip-

puvuudesta. Kuva perustuu Henryn lakiin, joka erityisesti runsasliukoisen ja vedessä

reagoivan hiilihapon kohdalla on hyvin karkea aproksimaatio. Usean sadan metrin

syvyydellä vallitsevissa paineissa kaikki kaasut ovat käytännöllisesti katsoen täydel-

lisesti liuenneina veteen. Vesinäytettä pumpattaessa paine vedessä alenee ja kaasuja

vapautuu, mikä ilmenee näytteenoton yhteydessä kuplintana. Pumpattujen vesinäyt-

teiden alkaliteetit ovat suhteellisen alhaiset, ja liuokset ovat mallilaskujen perusteella

normaali-ilmakehän paineen ja hiilidioksidipitoisuuden huomioonottaen alikylläisia.

Tällaiseen vesinäytteeseen voi sen ollessa ilman kanssa kosketuksessa liueta ilmakehän

hiilidioksidia. Toisaalta on myös mahdollista, että CO,-alikylläisyydestä huolimatta

liuennutta hiilidioksidia 'huuhtoutuu' kaasufaasiin niukkaliukoisempien kaasujen (esim.

N& vapautuessa (Frape 1991).

SOLUBILITY (rnol)

Kuva 13. Tärkeimpien kalliopohjavesissä mahdollisesti esiintyvien kaasujen liukoi- suudet syvyyden funktiona. Riippuvuus syvyydestä arvioitu Henryn lain mukaan.

Kuvassa 14 on termodynaarnisen tasapainomallinnuksen avulla havainnollistettu liuenneen hiilihapon määrän muutoksen vaikutusta hiilihapon esiintymismuotojen määräsuhteeseen, liuoksen pH-asteeseen sekä kalsiitin j a ilmakehän CO,: n kylläs tymis- indekseihin. Lahtötietona on käytetty reiästä 55 1 pumpattua näytettä. Vesinäytteestä laboratoriossa mitattu aikaliteetti oli 0.14 mmol, joka kentalla miiatun pH-arvon 9.2 perusteella kmstuu seuraavista liukoisista mudoista: 0.08 mmd HCO,' , 0.04 mm01

CO,-, 0.03 muita (OH, Al(OH&, &Si0,]. Hiilidioksidin poistuessa liuoksen pH kasvaa ja hiili hapon esiintymismuotojakauma muuttuu siten, että CO,-: osuus kasvaa entisestään. Liuoksen kokonaisalkaliteetti pysyy kuitenkin vakiona (vrt . esim . Clauer & al. 1989). Molemmat pumpatut vesinäytteet olivat myös lievästi ylikylläisiä kalsiitin suhteen, tasapaino saavutettaisiin Ii säämällä veteen hieman CO,: a. Tämä viittaa siihen, että niyte on saattanut pumppauksen aikana menettää hieman hiilihappoa kaasu faasiin , minkä seurauksena pH on kohonnut ja liuos on ylikyllästynyt kalsiitin suhteen. Esitetyn mallin mukaan reiän 55 1 suhteellisen hiilihappoköyhän veden ollessa kosketuksessa ilmakehän kanssa sen pH laskee noin arvoon 7.3, mikä on varsin iähella mitattua (ks.

tulokset edellä). Hiili-isotooppinaytteenoton ja tulosten tulkinnan kannalta edellä kuvatuilla ilmiöillä voi olla suuri merkitys. Hiilidioksidin vapautuessa saattaa tapahtua i cotmppifraktioitumista, toisaalta naytteenotossa ja käsittelyssä on estettävä vesi- näytteen pääsy kosketukseen ilman kanssa.

Vesinäytteessä voi myös tapahtua näytteenoton j äikeen myös muita muutoksia, joiden seurauksena sen happamuusaste muuttuu. Liukoisen raudan hapettuessa kolmenar- voiseksi se myös hydrolysoituu, jolloin vapautuu happoa:

Mallinnu slaskujen perusteella h ydroly soitumattoman Fe(i1): n pitoisuus on suuruusluok- kaa 107. Jos tämä määrä rautaa hapettuisi ja hydroly soituisi täysin puskuroimattomassa systeemissä, olisi Iiuoksen loppu-pH noin 6.5. Liuoksen alkaliteetti toimii kuitenkin

pus kurina , joten pH-muutos todellisuudessa on huomattavasti pienempi. Edelläkäyte- tyilla lukuarvoilla hapon muodostuminen kuluttaisi alkaliteettia vain noin 0.0003 m mol ,

ja vaikutus pH-arvoon on lähes olematon, joten raudan hapettuminen ei yksin selitä liuoksen happamoitumista säilytyksessä, mutta voi kuitenkin olla osatekij ba. Kuvassa 15 on esitetty graafi ses ti Iiuoksen kokonaishappamuuden muutoksen vaikutuksia eri tekijöihin .

Kuva 14. Liuoksen hiilihapon muotojen määräsuhteet, pH-muutos ja kyllastymis- indeksien muuttuminen, jos vedestä poistuu tai siihen lisätään hiilidioksidia. Laskut tehty PHREEQE-ohjelmalla käyttäen lähtötietoina reiästä 551 pumpalun näytteen koostumusta.

-0.1 0.0 0.1 0.2

ACID-ADDITION

4 - 5 -0.1 0.0 0.1 0.2

ACID-ADDITION (MMOL/L)

Kuva 15. Liuoksen hiilihapon muotojen määräsuhteet, pH-muutos ja kyllastymis- indeksien muuttuminen, jos vedestä poistuu tai siihen lisätään happoa. Laskut tehty PHREEQE-ohj elmalla käyttäen lähtötietoina reiästä 55 1 pumpatun näytteen koostu- musta.

Hydraulisten mittausten ja kaksoispakkeripumppausten perusteella todetut kairareiän

vettä johtavat kohdat tutkittiin kairasydänaineiston osalta y ksityikohtaisesti Outokumpu

Oy:n saiIytysvarastoissa Outokummussa. Tutkimuksen tavoittsena oli 1) todeta ja kuvata kairasydänaineiston potentiaaliset vettäjohtavat kohdat, 2) vertaamalla edelli sj a

tuloksia ja pumppaustulo ksia keskenään tunnistaa nykyiset todelliset vettä johtavat

avoraot seka 3) ottaa eri rakotyypeistä kiven ja veden välisiä vuorovaikutustu tki muksia varten tarvittavat näytteet.

Tutkimusaineistoksi valittiin kairareikien OKU-55 1 ja OKU-737 se kairasydänaineisto, jolta myös vesinäytteitä rakovyöhykkei stä oli saatavilla. Kairareiästä OKU-55 1 tutkittiin sydänväli 267 - 565 m ja kairareiästä OKU-737 väii 114 - 160 m (R.

Blomqvist). Tutkimuksen yhteydessä kairas y dänlaatikot valokuvattiin kahden laatikon

erissä. Tutki musvälin kaikki todetut taytteiset raot kuvattiin. Huomattava osa taytteisis-

ta moista otettiin ta1 teen naytteina. Laboratoriossa naytteet kuvattiin yksityiskohtaisesti

ja osa tunni stamattomista mineraaleista varmistettiin röntgentu tkimuksin (GTK: n

mineraloginen laboratorio), mutta huomattava osa näistä tutkimuksista on edelleen työn

alla. Mielenkiintoisimmat ja edustavimmat näytteet valokuvautettiin lisäksi studio-

oloissa (valokuvaaja Juha Väätainen) ennen muita jatkotutkimuksia. Rakomineradiku- vauksessa käytettiin lisäksi hyväksi aiempia Outokumpu-hanketta varten tehtyjä

rakotäytetutkimuksia (kairareikä OKU-737; A. Lindberg 1987) sekä jo raportoituja kairareikien OKU-74 1 ja OKU-740 rakotäytetukuvauksia (Blomqvist & d. 1987).

Kairareikä OKU-737 Kairareiän OKU-737 yläosassa y leisim mat rakotä y temineraalit ovat laumont iit t i (Ca-

zeoliitti), analsiimi (Na-zeoliitti), kalsiitti ja kloriitti. Merkillepantavaa on Iaumontiitti-

ja analsiimirikiaiden rakojen yleisyys ja toisaalta - muissa tutkimuskohteissa enemmis-

tönä usein olevien - Msiitti- ja kionittirakojen suhteellinen aliedustus. Kahdessa

kohdassa mustaliuskeessa (0 - 40 m) ja kiiUegneissiosueen välillä 250 - 360 m analsii mia on poikkeuksellisen runsaasti. Näissä kohdin analsiimi esiintyy avoraissa tai

ontelotäy tteenä, paikoin pienehkön kalsii ttirnäärän kanssa. Analsiimia sisältävien

kohtien vähin jäävälla kairasydänjaksolla (40 - 250 m) on yleisesti kalsiitti- jaltai

lau mon tii ttitäytteisia kairauksessa avautuneita rakoja, joissa lisäksi usein on reunoilla ohut kloriittisaurna. Myös avoimiksi tai osaksi avoimiksi tul ki ttuja kalsiittitäytteisii

rakoj a tavataan. Kairareiän yläosassa avoimissa raoi ssa tai on telotäy tteena oleva analsiimi ja raoissa tavattava kalsiitti viittaavat siihen, että nämä mineraalit ovat

stabiileja nykyisessä pohjavesiympäristössä.

Samassa kairareiäsä 400 m:n alapuolella olevassa kiiilegneissijaksossa on edellistä runsaammin kloriittipintaisia haarniskarakoja, jotka usein ovat täytteettömiä, mutta joissa myös voi olla kalsiittia tai laumontiittia täytteenä. Kalsiitti ja laumontiitti muodostavat lisäksi sekä yhdessä että erikseen täytteisiä, usein 1 - 3 mm paksuja rakoja, joista osassa on lisaksi avoraon merbjä. Analsiimia on kairareiän tässä osassa tavattu vain satunnaisesti. Kiillegneissin alaosassa 650 - 700 m:n syvyydessä sekä mustaliuskeen yhteydessä 700 - 725 m on useita rakotihentymävyöhykkeitä ja sydän- hukkakohtia. Mustaliuskeen alapuolisiset karsikivi- ja serpentiniitiijaksot ovat tyypilli- sesti hyvin vähärakoisia, vaikka tuoreita katkoksia on runsaasti. Karsikivessä on vain muutamia kalsiitin iskostamia rakoja. Kairarei'i OKU-737 rakotäytteille tyypillinen piirre on savimineraalien vähäisyys ja se että kiinteitä rautahydroksidifaaseja ei toistaiseksi ole tavattu.

Kaiireikä OKU-551 Kairareiän OKU-551 sydännäytteet tutkittiin väiiltä 267 - 565 m, jossa kivilaji on valtaosaltaan kiiiegneissiä. Mustaliusketta on ohuena väiikemksena muutamin kohdin. Kiillegneissi on monin paikoin hienokiteistä ja varsin vähän rakoillutta (kuva 16), mutta erityisesti syvemmäitä tavataan myös voimakkaasti deformoituneita kiillegneissi- tyyppejä.

Kuva 16. Kairareiän OKU-551 tyypillistä, vähän rakoillutta kiillegneissiä. Syvyysväli 381,8 - 393,8 m.

Kairareiän OKU-551 rakotäytteet syvyysvalillä 267 - 400 m vastaavat tyypiltään kairareiän OKU-737 rakotäytteitä 400 m: n alapuolella olevassa kii 1 legneississä. Laumontiittia esiintyy rakotäy tteessä yleisesti, osaksi myös avonaisissa raoissa. Kalsiitti on tyypillisimmilllän täytteisissä rawissa, joissa se usein on yhdessä prehniitin kanssa. Kloriittipohjaisia rakoja on myös yleisesti. Avoimissa raoissa on satunnaisesti myös montmorillonii tt ia tai muita smektiittq hmän mineraaleja. S yvemrnäila kairausvälilla 438,s - 447,9 m ja 493,7 - 499,6 m kairasydän on poikkeuksellisen rikkonainen ja kivessä on avoimia vettä johtavia kohtia (kuvat 17 - 19). Pumpattu vesinäyte saatiin toisesta naista kohdista, syvyydelta 441 - 447 m. Pumppausta aloitettaessa laitteiston alatulppa paisui avoimeen rakoon kuvan 20 esitiämän näytteen väiittömassä laheisyy- dessa.

Edellä mainituissa avoraoissa on rakotäy tteenä tyypillisesti analsiimia, kloriittia (useina eri ty yppeina) ja smektiittiryhmän mineraaleja seka muutamissa vanhoissa rakovyöhyk- keissä myös kvartsia (kuvat 17 - 19). Täydentävät mineralogiset tutkimukset ovat vielä meneillään,

Rako- ja rakomineraali t utkimu ksilla voitiin tarkalleen paikallistaa kairareiiin OKU-55 1 pumppausväiin vettä johtavat raot. Kairareiän OKU-737 tapauksessa pumppausväliltä

(125 -131 m) ei voitu tunnistaa yhtään selkeää vettä johtavaa rakoa, ilmeisesti kairauk- sessa tapahtuneiden näytteiden rakopintojen hiertymisten tai näytehukan vuoksi.

Kuvaselitykset sivuille 35 - 38:

Kuva 17. Vanha, siirros, jossa kuvan yläosan kappaieet ovat voimakkaasti breksioitu- nei ta ja kvartsin iskostamia, jota edelleen zeuliitit breksoivat. Onteloi ssa suuria kidepintaisia kvartsirakeita (halk. < 5 mm), jotka kauttaaitaan ovat ruskeanharmaan pieninä pallosina esiintyvän pehmeän rnineraalin peittäminä (tunnistettavana) . Sii rro k- sen rakenne j a mineraalit kuvaavat pitkäahista, monivaiheista aktiivisuutta. Niy tteen halkaisija 26 mm. Kairareikä OKU-55 1 440,s m.

Kuva 18. Voimakkaasti breksioitunut kiillegneissinayte, jossa avoin virtauskanava kairasydämen läpi (kairasydämen habs i ja 26 mm). Valkoinen breksiatäyte on pääasiassa analsiimia, joka tässä tapauksessa varsin selvästi edustaa nykyistä selvästi korkeampaa lämpötila-aluetta. Virtauskanavan seinämissä oleva vihertävä materiaali koostuu kloriitista, analsiirnista ja montmorilloniitista. Näiden muodostumisolosuhtei- siin ei tässä vaiheessa ole perusteita ottaa täsmäiiistä kantaa; montmorilloniitin lisäksi on mahdollista että myös kloriitti edustaa alhaista lämpötilaa. Kairareikä OKU-551, 4943 - 494,7 m.

Kuva 19. Lähes kairaussuuntainen rakosysteemi, jossa rinnakkain (kuvassa pääilek- käin) kaksi rakoa. Ylinnii poikkeuksellisen selvä avorako, jonka avautuma on 1 - 3 mm. Rakopinnalla on harmaata paikoin erillisinä kiteina, paikoin y hteenkasvaneina kidekasumina esiintyväi analsiimia (Na-zeohtti). Osassa kidekasaurnista on yläpinta kasvanut vastin pintaan kiinni muodostaen melko tasaisen yläreunan. Kidepin taiset analsiimiyksilö t ja -kuumat rajoittuvat luonnontilaisessa raossa ympäröivään veteen. Y lapinnan tumman harmaat alueet ja myös ruskeata kiteistä materiaalia käsi ttävat alueet muodostavat tämän raon varsinaiset virtauskanavat kannaksien kohdalla 01 evine yhdy skanavineen. Ruskean värin aiheuttama mineraali peittää kalvona tai paksumpana kerro ksena virtaus kanavan pohjalla olevia pienehköj a analsii mihteitä. Tämän mineraa- Iin tunnistus ei vielä ole onnistunut, koska se amorfisena ei anna röntgentunnistuksen pems tana olevia kiderakenneheij astuksia. Koska materiaali mitä ilmeisimmin edustaa pohj avedesta saastunutta viimeisintä faasia ja on kivi-pohj avesi -vuorovaikutuksen kannalta poikkeuksellisen mielenkiintoinen, pyritaan tunnistus jatkossa tekemään muilla menetelmillä (mm. mikroanaly saattofilla). - Näytteen alapuolinen rako sijaitsee 3 - 5 mm virtauskanavien muodostaman tason alapuolella. Rako on täy tteinen (n. 1 mm paksu) ja koostuu laumontiitista (Ca-zeoliitti) sekä ilmeiseti sen muuttumistuloksena syntyneestä savimineraaiista. Näytteen suurin leveys on 26 mm. Kairanreika OKU- 551, 499,5 m.

Kuva 20. Breksoitunut laumontiitin iskostama kiillegneissi, jonka kohdalla naytteenotti- men alatulppa paisui avoi meen rakoon. Kairareikä OKU-55 1 , 446,5 m .

Kuva 17.

Kuva 18.

Kuva 19.

Kuva 20.

YHTEENVETO

Karttatulkintaan perustuvassa alueellisessa rakenneselvity ksessä on tarkasteltu poten tiaa- listen mhjevyö hy keiden sijaintia Sukkulansalon alueella. Kahdessa kaireiässä tehtiin vedenj oh tavuusmittaukset vettä johtavien rakojen ja ruhj eiden löytämiseksi vesinäyt- teenottoa varten. Kaireiässä 55 1 tavattiin yksi hyvin selkeästi rajoitettu erittäin vettäjohtava ruhjevyöhyke, joka on tunnistettavissa samaksi rakenteeksi, joka on löydetty useista muistakin alueeila olevista rei'istä (Koistinen 1990). Ruhjeen kulku ja

kaade on siten arvioitavissa melko hyvin. Kart tatarkastelussa kyseinen vyöhyke näkyy sähköisena linearnenttina, mutta mahdollisesti peitteis yydestä johtuen sitä ei havaita topografmssa. Seka sähköisen että magneettisen kartan tulkinnassa havaittiin tutkimus- alueen poikki kulkeva koillis - lounais-suuntainen lineamentti, jonka maanpintasijainti

on likimain tutkittujen reikien 551 ja 737 puoliväiiss2. Jos kyseisiä mittausparametrien indi koiman rakenteen kaltevuus on sama kuin kivilajien kaade alueella, tavattaisiin se reiassä 737 noin 150 - 300 metrin syvyydellä. Vsdenjohtavuusmittausten perustella ky seisella syvyydellä tavataankin ainakin noin 100 metrin paksuudelta suhteellisen hyvin vettä johtavaa kalliota. Myös kairasydäntutkimuksessa todettiin kallion tämä osa

me1 ko ri kkonai seksi ja osin jopa huokoiseksi selvästi poiketen alempana tavat tavasta hyvin ehjastä kalliosta.

Kairas y dännay tteiden rakomineraalikoostumuIrsen perusteella alueelle t yypi ll i seltä piirteeliä nayttaä zeoliimen suhteellinen runsaus erityisesti savimineraalien suhteen. Pääasiallisten zeoliittien, analsiimin ja laumontiitin määräsuhteissä tdettiin myös selvä ero rakoilleenlhuokoisen kivilajin ja ehjän kivilajin valilla siten, että Na-zeoliitti

(analsiimi) esiintyy runsaana edellisessä tyypissä, Ca-zeoliitti (iaumontiitti) puolestaan jäikimmäisessä.

Alueen kalliopohjavesille on tyypillista suolaisuus, syvimmissä osissa tavataan jopa useiden kymmenien grammoj en kokonaisuolapi toi suuksia. Suolaisuuden pääasialliset komponentit ovat Ca, Na ja C1. Eri vesityypeissä kalsiumin ja natriumin määräsuhteet vaihtelevat selvästi, mikä saattaa hyvin liittyä vesityyppien kehittymiseen kallioperän eheyden ja rakomineraalisisällön suhteen erilaisissa ympäristöissä. Toisin kuin edellä mainitut vedessä runsaina esiintyvät suolat, useiden muiden komponenttien määrät pysyvät vakioina kokonaissuolaisuuden kasvaessa tai saattavat jopa laskea. Tdlöin liukoisuus on ilmeisesta jonkin heterogeenisen tasapainoreaktion määräämä. Osa näistä vuorovaikutusilmiöista, kuten esimerkiksi alumiinin ja piin liuoskäyttay ty minen , on suhteellisen hyvin kuvattavissa tunnettujen tasapainokemiallisten käsitteiden ja mailien avulla. Kuitenkin erityisesti magnesiumin ja kaliumin käyttäytymisessä on piirteitä, jotka viittaavat sorptiw ja ioninvaih toilmiöiden suurehkoon merkitykseen. Zeol i i ttien rooli saattaa olla tässäkin suhteessa merkittävä.

LIITE 1.1

KALLION VEDENJOHTAVUUDEN MAÄRITYS. 1. PALAUTUMISVIRTAAMAN NOPEUDEN PERUSTEELLA (Laaksoharju & al 1991)

head (ml

0 1000 2000 3000 4000 5000

time (s)

Figure 5. The principle of determination of the hydraulic conductivity (k) at low permeability test sections (Ahonen and Paananen, 1991). H, denotes the momentary head change in the beginning of the test, H is the residual drawdown, flow rate (Q) is calculated on the basis of the recovery rate (dh/dt) and the cross-section area of the tubeltubes in which the recovery takes place, L is the packer spacing. Curve A represents the recorded recovery (observations in 2 seconds interval), curve B represents the corresponding k-value (scale on the right side), calculated separately for each recorded point of observation. The slope of the recovery curve was calculated by least squares method using 25 observations.

LIITE 1.2

KALLION VEDENJOHTAVUUDEN MÄÄRITYs. 2. TYYPPIKÄYRÄN SOVITUSMENETELMA (Almén & al 1986 mukaan)

le-2 le-1 1 eO lel 1 e 2 1 e3

Tyyppikäyrästön pystyakselilla esitetään jäännösalipaine (H/&), vaaka-akselilla

tD/CD (t, = dimensioton aika, C, on dimensioton kairareiän varastovaikutustekija. Parametrin CDe2' eri arvot määräävät käyrän muodon ( r = skin-tekijä).

Analysoitavan käyrän ja tyyppikäyrastön aika-akseleilta valitaan vastinpisteet (tJC,),

ja tJ. Vedenjohtavuus lasketaan kaavasta K = rC2/2~tJtD/~,),, missä r, on

vedenpinnan palautumisputken sade ja L on testiväiin pituus.

Liite 2.1.

o k u 2 7 5 Liite 2.2.

A = vapaa reikä B = testivali

o k u l 0 5 p 5 Liite 2.3.

1 0 0 0 2 0 0 0 3 0 0 0

t ( s e c )

Liite 3.1.

R-551 75-100

time

time

Liite 3.2.

time

time

Liite 4.1.

time (s)

l e l 1 e2 1 e3 1 e 4

parameter 1 m" 1

skin 1

Liite 4.2.

l e l 1 e2

time (s)

parameter ~ O Q

k 1 /Öt0

skin 1

Liite 4.3.

l e l 1 e 2

time (s)

parameter I (0' I

skin 1

Liite 4.4.

time (s)

1 eO l e l 1 e2 1 e3 1 e4

parameter /012

skin I

Liite 5.1.

100

t (min)

Liite 5.2.

t (min)

Liite 5.3.

0

100 200 300

t [min)

LIITE 6.1

TOTAL MOLALITIES OF ELEMENTS - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

ELEMENT MOLAL 1 TY LOG MOLALITY

Ca Mg Na K F e AL B a S i C L TOT ALK S CU

PH = PE =

A C T I V I T Y H20 = I O N I C STRENGTH =

TEMPERATURE = ELECTRICAL BALANCE =

TOTAL ALKALINITY = TOTAL CARBON =

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . DISTRIBUTION OF SPECIES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

1 SPECIES Z MOLALITY LOG MOLAL A C T I V I T Y LOG ACT GAMMA

1 H+ 2 E - 3 H2O 4 Ca+2 5 Mg+2 6 Na+ 7 K+ 8 Fe+2

1 0 AL+3 1 1 Ba+2 1 3 H 4 S i 0 4 1 4 CL- 1 5 C 0 3 - 2 1 6 S 0 4 - 2 2 4 CU++ 3 1 OH- 33 H2 AQ 3 4 HC03- 76 CaC03 77 CaHC03+ 7 8 CaS04 97 NaS04-

1 0 5 FeOH+ 1 1 5 Fe+3 1 1 8 FeOH3 1 1 9 FeOH4- 1 5 2 ALOH3 1 5 3 ALOH4- 1 7 0 H 3 S i 0 4 - 2 2 5 CU+ 2 2 7 CU(OH)2 2 3 5 CUCL

LOG GAM

LIITE 6.2

- - - - LOOK M I N I A P - - - - PHASE LOG I A P LOG KT LOG I A P / K T

C A L C I T E ARAGON 1 T DOLOM 1 TE S I D E R I T E GYPSUM B A R I TE CHALCEDY QUARTZ BOEHMITE G I B B S I T E AL(OH)3 K A O L I N I T HALLOSIT NAMONTMO KMONTMOR CAMONTMO MGMONTMO MUSCOVI T I L L I T E MGCHLORI PREHNITE ANALCIME LAUMONT 1 M 1 CROCL 1 ALBITLOW ANORTH 1 T ANN 1 TE S E P I O L I T TALC CHRYSOTI GOETHITE FEOH3A COPPER CUS P Y R I T E P C 0 2 P C O 2 a t m

LIITE 6.3

ELEMENT

Ca Mg Na K Fe AL Ba S i C 1 TOT ALK S CU

TOTAL MOLALITIES OF ELEMENTS - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

MOLAL 1 TY LOG MOLALITY

PH = PE =

ACTIVITY H20 = IONIC STRENGTH =

TEMPERATURE = ELECTRICAL BALANCE =

TOTAL ALKALINITY = TOTAL CARBON =

DISTRIBUTION OF SPECIES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

1 SPECIES Z MOLALITY LOG MOLAL ACTIVITY LOG ACT GAMMA LOG GAM

1 H+ 1 .o 2 E- -1.0 3 H20 -0 4 Ca+2 2.0 5 Mg+2 2.0 6 Na+ 1 .O 7 K+ 1.0 8 Fe+2 2.0

10 A1+3 3.0 11 Ba+2 2.0 13 H4Si04 .O 14 CL- - 1 .O 15 C03-2 -2.0 16 S M - 2 -2.0 24 CU++ 2.0 31 OH- -1.0 33 H2 AQ .O 34HC03- -1.0 76 CaC03 .O 77 CaHC03+ 1.0 78 CaS04 .O 97NaS04- -1.0

105FeOH+ 1.0 115 Fe+3 3.0 118 FeOH3 .O 119 FeOH4- -1.0 152 ALOH3 .O 153 ALOH4- -1.0 170 H3Si04- -1.0 225 CU+ 1 .O 235 CUCL .O 236 CUCL2- -1 .O 237 CUCL3= -2.0

LIITE 6.4

PHASE

CALCI TE ARAGON 1 T DOLOMITE S I D E R I T E GYPSUM B A R I TE CHALCEDY QUARTZ BOEHMITE G I B B S I T E AL(OH)3 K A O L I N I T HALLOSIT NAMONTMO KMONTMOR CAMONTMO MGHONTMO MUSCOVI T I L L I T E MGCHLORI PREHNITE ANALCIME LAUMONT 1 MICROCLI ALBITLOU ANORTH 1 T ANN 1 TE S E P I O L I T TALC CHRYSOTI GOETHITE FEOH3A COPPER CUS PYRITE PC02 PCO2atm

LOG I A P

M I N I A P - - - -

LOG KT LOG IAP/KT