Pohjavesitutkimuksissa on käytetty erilaisia sekä keinotekoisia että luonnollisesti esiintyviä merkkiaineita mm. pohjaveden virtausnopeuden ja -suunnan määrittämisessä jo 1800-luvun lo-pulta lähtien. Ensimmäiset merkkiaineet olivat suoloja (esim. kloridi, bromidi) ja väriaineita (esim. uraniini, Rhodamin B). Sittemmin 1900-luvun puolivälin jälkeen alettiin käyttää erilaisia radioaktiivisia aineita sekä bakteereja ja itiöitä. 1970-luvulla kiinnostuttiin bakteriofagien li-säksi stabiileista isotoopeista, kuten happi-18 ja deuterium. 1980-luvulla pohjavesitutkimuk-sissa käytettiin lisäksi fluoresoivia mikrokuulia (0,05-90 µm) erityisesti arvioitaessa bakteerien leviämisriskiä. Näiden lisäksi merkkiaineina on käytetty muun muassa freoneja ja tensidejä.
(Kinnunen 2005.) Nykyisin yleisimmin hydrologisissa tutkimuksissa käytettyjä stabiileja iso-tooppeja ovat mm. 2H, 3He, 13C, 15N, 18O ja 37Cl, radioaktiivisista isotoopeista puolestaan 3H ja
14C (Clark & Fritz 1997). Lisäksi pintavesi-pohjavesi vuorovaikutusta tutkittaessa käytetään muita kemiallisia (pääionikoostumus, liuennut silikaatti), fysikaalisia (pH, sähkönjohtavuus) ja termisiä (lämpökamerakuvaus) menetelmiä (Rautio 2015).
Pohjavesitutkimuksissa käytettävien merkkiaineiden tulee täyttää tietyt vaatimukset. Merkkiai-neiden tulee olla helposti veteen liukenevia, terveydelle ja ympäristölle vaarattomia sekä inert-tejä. Täten ne eivät saa reagoida pohjaveden tai maaperän kanssa eivätkä muuttaa niiden fysi-kaalisia ja kemiallisia ominaisuuksia. Merkkiaineiden tulee kulkeutua pohjaveden virtauksen mukana ilman että ne adsorboituvat maaperään. Lisäksi merkkiaineet tulee kyetä määrittämään hyvinkin pieninä pitoisuuksina. (Kinnunen 2005.)
2.7.2 Veden stabiilit isotoopit
Vesimolekyylin rakenneosasten, vedyn ja hapen stabiilien eli luonnossa hajoamattomien, ei-radioaktiivisten isotooppien lukumäärä on vakio. Kuitenkin yhdisteissä vedyn ja hapen isotoop-pien suhteelliset osuudet vaihtelevat. Isotooppitutkimuksissa määritetään näytteessä olevien isotooppien suhteellisia osuuksia eli raskaampien isotooppien suhdetta kevyempiin; hapen osalta määritetään suhde happi-18/happi-16 ja vedyllä vety-2/vety-1. Koska määritettävät suh-deluvut ovat hyvin pieniä, käytetään isotooppikoostumuksen esittämisessä δ-arvoja (esim.
δ18O, δ2H eli δD). δ-arvot ilmaisevat näytteestä mitatun isotooppisuhteen poikkeaman
kansainvälisen merivesistandardin (VSMOW, Vienna Standard Mean Ocean Water) isotoop-pisuhteesta, ja niiden yksikkö on promille (‰). Luontaisesti esiintyviä hapen (18O) ja vedyn (2H eli D) stabiileja isotooppeja voidaan käyttää merkkiaineina, mutta edellytyksenä on, että tutkittavien vesien välinen isotooppikoostumusero on riittävän suuri. (Kinnunen 2005; IAEA 2013.) Alla (kaava 1) on esimerkinomaisesti esitetty δ18O-arvon laskentakaava (Clark & Fritz 1997):
δ18Osample = (
(18𝑂⁄16𝑂)𝑠𝑎𝑚𝑝𝑙𝑒 (18𝑂⁄16𝑂)𝑟𝑒𝑓𝑒𝑟𝑒𝑛𝑐𝑒
− 1) ∗ 1000 ‰ 𝑉𝑆𝑀𝑂𝑊 (1)
2.7.3 Pinta- ja pohjavesien välinen yhteys
Pohja- ja pintavedet eroavat toisistaan hapen ja vedyn isotooppikoostumuksen suhteen, jolloin pinta- ja pohjavesien välistä vuorovaikutusta voidaan tutkia veden stabiilien isotooppien avulla.
Veden happi ja vety eivät reagoi maa- ja kallioperässä vallitsevissa alhaisissa lämpötiloissa, minkä vuoksi pohja- ja pintaveden alkuperäinen isotooppikoostumus muuttuu vain vesien se-koittumisen seurauksena. Kun sekoittuvien vesien eli päätejäsenvesien hapen ja vedyn isotoop-pikoostumusero on riittävän suuri, voidaan vesien sekoitussuhteet määrittää. (Kinnunen 2005;
IAEA 2013.) Kahden päätejäsenveden tapauksessa esimerkiksi pohjavesimuodostumaan imey-tyvän pintaveden osuus voidaan laskea isotooppien massatasapainon avulla kaavalla 2:
𝑥 =
𝛿𝑚𝑖𝑥−𝛿𝐺𝑊𝛿𝑆𝑊−𝛿𝐺𝑊
∗ 100 %
(2)missä x = pintaveden osuus (%), δmix = sekoittuneen näyteveden δ-arvo, δSW = pintavesirefe-renssin δ-arvo ja δGW = pohjavesireferenssin δ-arvo (mukaillen IAEA 2013).
Vesien alkuperä voidaan päätellä isotooppimenetelmän avulla. Luonnon erilaiset fysikaaliset ja kemialliset prosessit vaikuttavat eri tavoin alkuaineen erimassaisiin isotooppeihin, jolloin iso-tooppien koostumuksiin syntyy systemaattisia eroja. Puhutaan isoiso-tooppien välisestä fraktioitu-misesta. Esimerkiksi veden haihtuminen ja vesihöyryn tiivistyminen sateeksi saavat aikaan luonnonvesien stabiilien isotooppien fraktioitumisen, minkä seurauksena pohjavesien, järvive-sien ja merivejärvive-sien hapen ja vedyn isotooppikoostumukset eroavat toisistaan. (Clark & Fritz 1997; Kinnunen 2005; IAEA 2013.) Pohjavesien hapen ja vedyn δ18O ja δ2H -arvot noudattavat nk. globaalia meteoristen vesien suoraa (Global Meteoric Water Line, GMWL), joka kuvaa hapen ja vedyn isotooppien riippuvuutta sadannasta maailmanlaajuisesti. Vallitseva ilmasto vaikuttaa jakaumaan. Suomessa erityisesti vuotuinen keskilämpötila on merkittävä sade- ja
pohjavesien isotooppikoostumukseen vaikuttava tekijä, minkä vuoksi myös kansallisesti maan etelä- ja pohjoisosien pohjavesien hapen ja vedyn δ-arvot poikkeavat toisistaan. Pintavesissä isotooppikoostumusta säätelevä tekijä on haihdunta, jota tapahtuu pintavesissä jatkuvasti. Suo-messa vesistä analysoidut hapen ja vedyn δ-arvot on esitetty vasten Suomen lokaalia meteoris-ten vesien suoraa (Local Meteoric Water Line, LMWL), joka kuvaa paikallisesti sadevesien lineaarista isotooppikoostumuksen jakaumaa. (Kortelainen & Karhu 2004; Kortelainen 2007.)
Haihdunta aikaansaa pintavesien rikastumisen vedyn (2H) ja hapen (18O) raskaamman isotoopin suhteen, jolloin pinta- ja pohjavesien välille syntyy huomattava ero isotooppikoostumuksessa.
Raskaampien isotooppien rikastuminen pintavesissä siirtää niiden isotooppikoostumuksia kohti positiivisimpia δ-arvoja, jolloin haihtuneet vedet sijoittuvat pääsääntöisesti LMWL-referenssi-suoran alapuolelle. (Kortelainen 2007; IAEA 2013.) δ18O- ja δ2H -arvoista voidaan laskea d-excess -arvo, mikä kuvaa tutkittavien vesien haihtuneisuutta ja alkuperää. Suomessa haihtu-neilla pintavesillä d-excess -arvo on selkeästi alle 10 ‰ ja saa myös negatiivisia arvoja, haih-tumattomilla pohjavesillä d-excess -arvo on puolestaan keskimäärin 10 ± 1 ‰. (Kinnunen 2005;
Kortelainen 2007.) Alla (kaava 3) on esitetty d-excess -arvon laskentakaava (Clark & Fritz 1997):
d-excess (deuterium excess) = δ2H – 8 * δ18O ‰ VSMOW (3)
Luonnonvesien hapen ja vedyn isotooppikoostumuksissa esiintyy vuodenaikaisvaihtelua, mikä on yleensä pohjavesissä vähäistä mutta pintavesissä selkeämmin havaittavaa. Myös sadannan isotooppikoostumus vaihtelee vuodenajoista riippuvaisesti, mutta sadeveden imeytymispro-sessi maaperään tasoittaa siinä esiintyvää isotooppikoostumuksen vaihtelua. Kuitenkin myös pohjavesissä vuodenaikaisvaihtelut ovat mahdollisia pohjavesimuodostuman hydrologisista ominaisuuksista, kuten tilavuudesta, maalajista ja osittain kyllästyneen maakerroksen paksuu-desta riippuen. Pohjaveden isotooppikoostumuksessa esiintyvät vuodenaikaisvaihtelut ovat myös alueellisesti eri suuruisia, esimerkiksi kansallisesti Pohjois- ja Itä-Suomessa voimak-kaampia kuin Etelä-Suomessa. Kortelainen ja Karhu (2004) havaitsivat Pohjois-Suomen poh-javesimuodostumissa pohjaveden suurimmat δ18O-arvot syksyllä tai keskitalvella ja pienimmät lumen sulamisen jälkeen keväällä. Pohjavesistä määritetyt isotooppikoostumukset eivät kuiten-kaan merkittävästi eroa sadannan painotettua vuotuista keskiarvoa vastaavista isotooppikoos-tumuksista. (Clark and Fritz 1997; Kortelainen & Karhu 2004; IAEA 2013.)
3 TYÖN TAVOITTEET
Tämän pro gradu -tutkielman tavoitteena oli tarkastella, kuinka vedenhankinnan kannalta tär-keällä 1-luokan pohjavesialueella tapahtuva pohjavedenotto vaikuttaa pohjaveden pinnankor-keuteen vedenottamoiden ympäristössä. Lisäksi tavoitteena oli arvioida, miten vedenottamoi-den vesistöjen läheinen sijainti vaikuttaa pintavevedenottamoi-den imeytymiseen pohjavesimuodostumaan.
Työssä tarkasteltiin Harjamäki-Kasurila -pohjavesialueella vesistöjen läheisyydessä sijaitse-vien Hakkaralan ja Koivuniemen pohjavedenottamoiden vaikutuksia pohjaveden pinnankor-keuteen ja pohjavedenotosta mahdollisesti aiheutuvaan rantaimeytymiseen.
Pohjaveden pinnankorkeuden seurannassa hyödynnettiin pohjavesialueella tehtyä vedenotta-moiden velvoitetarkkailua viimeisten vuosikymmenten ajalta. Samoin työssä hyödynnettiin pohjavesialueella vuosina 2014-2016 tehtyä geologista rakennetutkimusta ja sen yhteydessä laadittua pohjaveden virtausmallinnusta. Hakkaralan pohjavedenottamon osalta käytettiin ve-denottamolla vuonna 2017 tehdyn isotooppiselvityksen tuloksia. Tämän tutkielman yhteydessä tehtiin Harjamäki-Kasurila -pohjavesialueella sijaitsevalla Koivuniemen vedenottamolla iso-tooppitutkimus pinta- ja pohjaveden välisen yhteyden selvittämiseksi.
Isotooppitutkimuksen tavoitteena oli tutkia hapen ja vedyn isotooppimenetelmää hyödyntäen pohjavesialueen pohjaveden ja Syvä-Kumpunen -lammen välistä pohjavesi-pintavesi yhteyttä sekä Koivuniemen vedenottamon veden isotooppikoostumusta. Tutkimuksen tarkoituksena oli selvittää, esiintyykö Koivuniemen pohjavedenottamon raakavedessä pintavesivaikutusta ja mitä vaikutuksia pohjavedenotolla on mahdolliseen pintaveden imeytymiseen. Mahdollisen pintaveden imeytymisen vaikutuksia tarkasteltiin sekä nykyisen suuruisella pohjavedenotolla että simuloidussa tilanteessa, jossa vedenotto kaksinkertaistettaisiin. Vedenoton vaikutuksia pohjaveden pinnankorkeuteen tarkasteltiin viimeisten vuosikymmenten aikana tapahtuneen ve-denoton seurauksena. Lisäksi tavoitteena oli tarkastella ilmastonmuutoksen vaikutuksia pohja-veden korkeuteen ja rantaimeytymiseen liittyen. Kirjallisuuskatsauksessa ja isotooppitutkimuk-sessa esille tulleita tuloksia hyödynnettiin laadittaessa Harjamäki-Kasurila -pohjavesialueelle ehdotus uudeksi pohjavedenoton tarkkailusuunnitelmaksi.