Del II Att hantera kärnavfallets risker. En översikt över metoder, problem och möjligheter 
  
 3 
  
 Några geologiska, geo- dynamiska och geofysiska undersökningsmetoder vid lokalisering av underjords- anläggningar i hårt berg 
  
 3.1 
  
 Inledning 
  
 Syftet med föreliggande redovisning är att 
  
 ge en överskådlig presentation av några viktiga geoveten- skapliga undersökningsmetoder, 
  
 genom en kritisk granskning visa om något eller några undersökningsmoment eller viktiga uppgifter saknas i sam- band med platsval samt om ytterligare undersökningsmeto- der kan behöva utvecklas för det fortsatta lokaliserings- arbetet eller i det kommande detaljundersökningsskedet för ett slutförvar för använt kärnbränsle. 
  
 Genomgången koncentreras till geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder som bedömts vara av särskilt intresse. Någon systematisk genomgång av utvärderingsmetodik och modellering ingår inte. Kvartärgeologiska undersöknings- metoder samt rent kemiska metoder har inte heller tagits med i denna genomgång. 
 Ett viktigt krav inom samhällsbyggnad idag och för framtiden är att lokalisering, projektering och konstruktion av anläggningar i berg, t.ex. för slutförvaring av använt kärnbränsle, kan göras på ett miljöriktigt och säkert sätt. För detta krävs en omfattande och noggrann information om bergets egenskaper. Kunskapen behövs också för att utformningen skall bli optimal och för att anläggningsarbetet skall kunna genomföras på ett tekniskt och 
 139 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 ekonomiskt bra sätt under beaktande av miljön och säkerheten. Anläggningen skall kunna uppfylla ställda krav under hela dess tänkta livstid, dvs. ca 100 000 år för ett förvar för använt kärn- bränsle. 
 Bergets främsta uppgift i ett slutförvar för radioaktivt avfall är att tillgodose stabila mekaniska, hydrauliska och kemiska för- hållanden, som är gynnsamma för kapselns och lerbarriärens hållbarhet. Urlakning av bränslets radionuklider skall hindras och fördröjas i det längsta. Lokaliseringen av ett djupförvar till en lämplig berggrund som uppfyller dessa mekaniska och kemiska förhållanden är således avgörande. För att kunna ut- värdera mekanisk stabilitet krävs kunskap om berggrunden och dess äldre och senaste geologiska historia. För att utvärdera den kemiska stabiliteten krävs kunskap om rådande naturliga för- hållanden och om de ämnen i vattnet som påverkar buffertens och kapselns stabilitet. Vidare fordras kunskap om parametrar som inverkar på utvecklingen av vattenkemin, såsom olika grundvattentyper och deras ursprung samt viktiga reaktiva pro- cesser såväl i berggrunden som i ovanförliggande jordlager och biosfären. I syfte att lokalisera slutförvaret till en plats som uppfyller de ställda säkerhetsmässiga målen behövs således geo- logisk metodik i vid bemärkelse. 
 I rapporten Undersökningsmetoder och generellt genom- förandeprogram för platsundersökningar (SKB 2001), anges tillvägagångssätt för att samla in uppgifter om geovetenskapliga förhållanden under olika steg i platsvalet. En översikt ges med flödesscheman för jordarter, bergartsfördelning, struktur, hydro- logi, och geokemi. 
 Kartläggningen inbegriper direkta geologiska undersöknings- metoder, såsom observationer på berghällar, grävning och borrning. Dessa metoder har en stark begränsning i vertikalled och undersökningsdjupet blir inte större än borrdjupet. Problem uppstår även i horisontalled då observationer från spridda borrhål måste sammanbindas. Sprickzoner är ofta förknippade med rörelser i jordskorpan. Dessa rörelsezoner har varit aktiva under olika geologiska perioder. Enstaka zoner kan antas vara 
 140 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 aktiva även idag. Ett kännetecken för rörelsezoner är de mönster som kan ses i olika typer av data och som har uppkommit vid intensiv och långvarig skjuvning mellan stora jordskorpeblock. 
 De direkta eller indirekta metoder som används för att beskriva geologin är statiska i den meningen att berggrundens tillstånd och egenskaper karakteriseras i nutid. Den dynamiska aspekten i geologin, dvs. utvecklingen med tiden, kräver geo- dynamiska undersökningsmetoder för observation av föränd- ringar i specifika naturliga referensstrukturer eller i referens- system som upprättas för ändamålet. Detta är särskilt av vikt i den svenska geologiska miljön med mycket unga sedimentära avlagringar (jordarterna), som bildats under och efter istiden, direkt ovanpå mycket gamla kristallina bergarter som bildats för över en miljard år sedan. Den geologiska utvecklingen, såsom den kan avläsas i jordarterna, omspänner därför ett mycket kort tidsintervall (några tiotusentals år som mest) medan utveck- lingen, som kan avläsas i den kristallina berggrunden inträffade för oerhört länge sedan. Trots att jordlagerföljden bara inne- håller spår från en kort geologisk tidsperiod så är den det enda mediet i vilken den geologiska utvecklingen i närtiden kan avläsas. För att kunna göra prognoser över den geologiska utvecklingen under livstiden hos ett planerat förvar för kärnavfall krävs att de geodynamiska undersökningarna sträcker sig över ett tillräckligt långt tidsavsnitt. För sådana studier finns idag fler hjälpmedel utvecklade än vad som fanns när frågan om kärnavfallets förvaring i berggrunden först diskuterades. 
 Sprickzoner är normalt svåråtkomliga för direkt observation på grund av erosion som gör att de återfinns i terrängens jord- täckta sänkor. De rörelseindikatorer som ibland kan observeras är dessutom ofta mycket gamla och vittnar om zonens egen- skaper under helt andra förhållanden än dagens. Därför behöver också indirekt kartläggning utföras, såsom flygbildstolkning och med användande av geofysiska undersökningsmetoder. Dessa är känsliga för den kontrast i fysikaliska egenskaper, som dels karakteriserar övergången från jord till berg eller från ett bergparti till ett annat i t.ex. en sprickzon, dels betingas av olika 
 141 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 vattenhalt och vattenkemi. Under gynnsamma omständigheter ger de geofysiska metoderna en systematisk djupavkänning, ned till flera kilometer, som sträcker sig avsevärt längre än vad som vanligtvis kan åstadkommas med direkta observationer. De återspeglar dessutom egenskaper i ett av undersökningen ostört tillstånd. Till kartläggningsmetoderna för sprickzoner hör också analys av digitala höjddata och flygbilder. I sprickzonerna är berggrunden ofta lösgjord och kan därför vittra bort eller transporteras bort lättare (t.ex. med isflödet under istiden) än opåverkad berggrund. Sänkor i terrängen och topografiska kanter kan därför utgöra synliga spår av sprickzoner. De bör dock undersökas med geofysiska mätningar för att bekräfta att det också finns ett tillräckligt djupgående. 
 Det finns emellertid en skillnad i fråga om vad geofysik respektive geologi representerar. Båda angreppssätten betraktar samma material i samma tillstånd och vid samma tidpunkt. Varje undersökningsmetod är emellertid begränsad till vad som fak- tiskt kan mätas men detta är inte nödvändigtvis det som skulle behöva mätas. Mätningar kräver en analys varigenom mätvärdena överförs till modeller av verkligheten. Dessa modeller präglas av rådande uppfattningar, önskade resultat och framförallt av antaganden om det som inte har kunnat mätas. 
  
 3.2 
  
 Geologiska metoder 
  
 3.2.1 
  
 Strukturella och bergmekaniska studier 
  
 Bergarternas mekaniska stabilitet bestäms av de olika mineral- komponenterna och områdets strukturgeologiska historia. Rivera arternas strukturer är dels plastiska (t.ex. veckning och för- skiffring) och dels spröda (t.ex. sprickor, förkastningar och krosszoner) (Rogers och Barnes 1998). Dessa fenomen brukar rymmas inom begreppet tektonik och är ett resultat av berg- grundens geologiska utveckling samt av det tektoniserade mate- rialets ursprungliga sammansättning. Tektonisk påverkan spelar 
 142 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 således en stor roll i ett slutförvarsperspektiv och berggrundens sprickmönster bestämmer förvarets slutgiltiga utformning. 
 Studier av blocktektoniska mönster i urbergsområden visar att två typer av berggrundsblock är vanliga. Skjuvlinser är avgränsade av vindlande skjuvzoner och har formats i samband med hori- sontella djupgående blockrörelser. Figur 3.1 och 3.2 visar exem- pel på linsformade bergblock. Typiskt är ett vindlande förlopp av enskilda zoner förenade i ett nät med mellanliggande skjuvlinser. Hela nätet kan vara  
 100-tals 
  km långt och flera  
 10-tals 
  km brett. 
 Till detta kommer det mera regelbundna blockmönster som uppstår i den allra översta delen av jordskorpan på grund av närheten till den fria markytan. Plintar är avgränsade av raka lineament och har formats genom uppsprickning och block- rörelse i den allra översta delen av jordskorpan (ett exempel på sådana block ges i figur 3.4). Analys av seismiska ytvågor visar att den kristallina jordskorpans översta 1 2 km har en lägre seismisk våghastighet, vilket kan förklaras med förekomsten av sprick- och krosszoner (Åström  Lund, 1994). Dessa mönster överpräglar ofta äldre deformationer (t.ex. förskiffring och veckning). Överpräglingen kan vara diskordant (dvs. skärande äldre riktningar) men i större skjuvzoner följer de nya rörelserna gärna gamla svaghetsstrukturer i jordskorpan. Då uppkommer ett mycket komplicerat mönster som dessutom är svårt att iaktta i fält eftersom de mest uppkrossade delarna i zonerna är bort- eroderade. 
 Det är också svårt att borra genom dessa zoner och att få tillräckligt med borrkärnor för att detaljstudera rörelsemönstren eftersom uppkrossade delar av berget ofta ger upphov till borr- kärneförluster. De bättre bevarade delarna i en Ferguson är relativt äldre och de referensstrukturer som kan användas för att bestämma rörelsesättet är normalt mycket gamla. 
 143 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 3.1. Utsnitt av topografisk karta från nordöstra Uppland. Den topografiskt synliga Forsmarkslinsen är tolkad från höjddata. Linsen är nedsänkt i terrängen och sträcker sig diagonalt över kartutsnittet. Det tydliga tvärgående steget i terrängen i mitten på linsen är förmodligen en förkastning med det sydöstra blocket sänkt. Forsmarklinsen är 10 km lång och 2 km bred (ur Terrängkarta © Lantmäteriet Gävle 2004, medgivande M 2004/3790). 
 Kartläggningen av större sprickzoner, skjuvzoner och block- former görs framförallt genom tolkning av  
 tyngdkrafts-, 
  flyg-  
 magnetiska-, 
  flygVLF- och digitala höjddata. Kartläggningen kan göras både i regional skala och lokalt. För mindre områden ökas upplösningen genom att mätningarna utförs i nät med 10 eller 20 m punktavstånd. Från sådana data går det i gynnsamma fall att beräkna stupningen för de enskilda zonerna och den med tiden ackumulerade förskjutningen samt riktningen för blockrörelsen. 
 144 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Figur 3.2. Utsnitt av flygmagnetisk karta från det inre av Norrbotten. Skjuvzoner syns som lågmagnetiska (ljusa) stråk. Murjeklinsen i den västra kartkanten är tolkad från magnetdata. Den tvärgående lågmagnetiska zonen mitt i linsen är förmodligen en förkastning med det sydöstra blocket uppskjutet över det nord- västra. Murjeklinsen är ca 25 km lång och 7 km bred (flygmagne- tisk mätning, data från Sveriges Geologiska Undersökning, SGU, medgivande  
 30-915/2004). 
  
 145 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Faktaruta 
 Sprickzon stråk (1 m 10 km) genom berggrunden med stor fre- 
 kvens av sprickor (0,1 mm 0,1 m), 
 Krosszon område med krossat berg orsakat av kraftig deformation, Figueroa berggrundsområde (1 m 20 km) med intensiv 
 deformation orsakad av skjuvning, 
 Rörelsezon stråk i berggrunden där berggrundblock har förskjutits 
 (= förkastningszon), 
 Skjuvlins berggrundsblock som omsluts av skjuvzoner, Plint berggrundsblock som omsluts av raka lineament. 
 Faktaruta 
 Rörelsezoner i berggrunden betecknas enligt följande, med hänsyn till den relativa rörelsen mellan de inblandade blocken i vertikalled 
 och/eller horisontalled: 
 Normalförkastning det ena blocket är sänkt, 
 Clay förkastning det ena blocket är uppskjutet över det andra, Överskjutning revers förkastning med liten vinkel mot horisontal- 
 planet, 
 Horisontalförkastning det motstående blocket har rört sig åt höger (dextral), eller vänster (sinistral). 
 Deformationszoner runt en bergartskropp (en tektonisk lins) kan medföra att den tektoniska linsen är mindre deformerad än den omgivande berggrunden och att framtida deformation upp- tas i dessa zoner. Detta förutsätter att det är stor skillnad i deformerbarhet (kompetens) på materialet i, respektive omkring linsen. I kristallin berggrund är det dock oftast ingen större skillnad i kompetens. Vid fortsatt deformation i de omgivande rörelsezonerna kan linsen tryckas ihop eller töjas isär med risk för att den bryts sönder. I figur 3.1 och 3.2 visas exempel på linser som tväras av förkastningszoner. Linsen kan i vissa fall vara gynnsam som lokaliseringsplats för ett slutförvar om den har tillräcklig utbredning såväl vertikalt som horisontellt. Berg- spänningarna i en sådan tektonisk lins kan emellertid vara höga, 
 146 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 vilket är en nackdel ur lokaliseringssynpunkt. För att utröna dessa spänningar görs bergsspänningsmätningar. Med geodetiska observationsnät kan man avgöra på vilket sätt zonerna omkring linsen är aktiva. 
 Bergspänningens orientering i  
 3-dimensioner 
  (dvs. stressfältet) kan beräknas från registreringar av större jordskalv och från mätningar av formen i djupa borrhål. Det är en avsevärd skillnad i djup mellan jordskalv (vanligen djupare än 10 km) och borr- hålsdata (vanligen mindre än 2 km djupa). Resultaten från sådana undersökningar har sammanställts i en Neotektonisk karta över Norge och angränsande områden (Dehls et al. 2000). Stressfältet i Norge är olika orienterat i kustnära områden jämfört med inlandsområden. Block som har ett likartat stressfält har en sidlängd på ca 250 km. Denna segmentering följer dels kusten och dels den storskaliga morfologin och förlängningen mot nordväst av stora skjuvzoner som är orienterade  
 sydost-nord- 
  väst. I Sverige dominerar en horisontal huvudspänning i oriente- ring  
 sydost-nordväst 
  men lokala avvikelser förekommer både horisontellt och vertikalt (Weaver  Stephansson 1997). Denna orientering tillskrivs det tryck som utgår från den Mittatlantiska spridningszonen där den Nordamerikanska litosfärplattan sepa- reras från den Eurasiska med ca 2 cm per år. Förmodligen finns en liknande segmentering i stora nutidstektoniska block i Sverige som i Norge. Det saknas dock data från större jordskalv för att kartlägga segmenteringen. Kunskapen om det naturliga stress- fältets orientering är avgörande för prognoser över den tek- toniska utvecklingen i ett undersökningsområde. Utöver det naturliga stressfältet uppkommer bergspänningar på grund av berganläggningen i sig och den värmeökning omkring anlägg- ningen som det aktiva avfallet ger upphov till. De naturliga stressfältens långsiktiga effekt på de aktuella platsundersök- ningsområdena bör därför modelleras tillsammans med de indu- cerade stressfält som uppkommer till följd av anläggningen. 
 147 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 3.2.2 
  
 Borrmetoder, borrhålsmätningar och borrkärneanalys 
  
 Undersökning av bergets egenskaper görs genom studier av bergets tillgängliga överyta, med geofysiska undersökningar och genom borrning. För undersökningar i kristallin berggrund an- vänds normalt hammar- och kärnborrning. Hammarborrning görs med borrkronor som har en diameter från 45 till 86 mm. Det sönderborrade berget spolas upp ur borrhålet med luft eller vatten. Borrförloppet protokollförs och ett diagram över borr- sjunkningen upprättas. Diagrammet ger inget entydigt besked om bergkvaliteten, i synnerhet då bergarten är vittrad eller söndersprucken. Kärnborrningen görs med rotationsborrning och vattenspolning. Borrningen medger upptagning av utskurna cylindrar (kärnor) från berget. Mineralogiska och petrografiska undersökningar görs på platsen samt på prover och mikroskop- preparat (tunnnslip) i laboratorium. Material från borrkärnorna ligger också till grund för mer detaljerade studier av isotoper, fysikaliska egenskaper och mineralsammansättning. För projekt i hårt berg på större djup än ett par hundra meter används kärn- borrning som enda borrmetod. Från resultaten av borrkärne- kartering kan berggrundens spricktäthet bedömas på flera olika sätt. 
 Borrhålets väggar kan undersökas med en  
 TV-kamera, 
  som kan sänkas ner till stora djup i vattenfyllda hål. Flera metoder för mätning av olika förhållanden i borrhålet görs med borrhåls- loggning och har utvecklats av olika prospekteringsföretag. 
  
 3.2.3 
  
 Bergmekaniska tester och bergmaterialprovningar 
  
 Det är viktigt att skilja mellan bergarten på en viss plats eller i ett mindre område och den omkringliggande berggrunden i stort när man analyserar bergets hållfasthetsegenskaper. Dimensioner- na på en provkropp eller ett mindre bergparti som undersöks har mycket stor inverkan. Hållfasthetsvärdena för ett större berg- parti kan vara en hundradel eller mindre av motsvarande värde 
 148 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 hos en liten provkropp. Vid bestämning av hållfasthetsvärden måste hänsyn tas till rådande spänningar och fuktighetshalt, samt det för deformationer så viktiga tidsberoendet (Janelid 1965). Genom bergarbeten uppstår spänningsförändringar, som kan få avgörande betydelse för stabiliteten på både kort lång sikt. Spän- ningstillståndet i orört berg är av stor betydelse att känna till, bl.a för planeringsarbeten. För att uppnå stabilitet på sikt måste man även beakta de spänningsförändringar och deformationer som uppstår i samband med byggandet av slutförvaret. Om man känner de faktorer som ur bergmekaniskt hänseende inverkar på planeringen av bergarbeten måste man, genom mätningar och modellförsök, bestämma hur dessa faktorer inverkar. Bestäm- ning av bergarters enaxliga hållfasthet kan testas i fält på borr- kärnor genom provning med punktbelastningstest där provet trycks mot en egg tills ett brott uppstår (Anderson, O et al. 1984). På laboratorier kan hållfastheten testas under olika belastningsförhållanden  
 (1-, 
  2- eller  
 3-axligt), 
  olika fuktighet och temperatur. Tidsfaktorn är betydelsefull eftersom bergets defor- mations- och krypningsegenskaper har en avgörande betydelse för långtidsstabiliteten. Berggrundens hållfasthetsegenskaper måste också undersökas i fält genom mätning av deformationer i ett statistiskt lämpligt urval. Spänningstillståndet i berggrunden kan fastställas genom analys av större jordskalv, deformations- mätningar i större bergpartier eller i borrhål. Här kan mätceller av olika utföranden användas från mjuka deformationsmätande till stela spänningsmätande celler. Modellförsök kan ge värdefull hjälp vid planeringsarbeten, till exempel genom spänningsoptiska undersökningar och belastningsprov på skalenliga modeller under kända eller antagna förhållanden. 
 En fältmetod för bestämning av spänningstillståndet i berg- grunden är hydraulisk spräckning som baseras på mätning av det tryck som krävs för att skapa nya eller reaktivera befintliga sprickor. Stressfältets orientering erhålls från undersökning av orienteringen hos de sprickor som har aktiverats. I ett nyligen utfört spräckningstest i mycket sprucken kristallin berggrund på Björkö i Mälaren befanns det horisontella stressfältet vara 
 149 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 mindre än vad som tidigare var känt i urbergsområden i Sverige. Den största horisontala huvudspänningen var i  
 nordväst-syd- 
  ostlig orientering, vilket överensstämmer med andra under- sökningar (Ask 2003). Experiment visar att stressfältet har en lokal variation, något som också har konstaterats i samband med den indelning i tektoniska block, vilken baserats på analysen av jordskalv. 
 Berggrundens egenskaper är olika i olika riktningar. Berget är inhomogent och det förekommer avbrott i utbredningen. Det varierar från hårda massiva bergarter till sådana som försvagats genom olika geologiska processer men även av utförda spräng- ningsarbeten. Det finns bergmaterial vars egenskaper varierar från nästan elastiska till plastiska. Med hänsyn till detta måste man skaffa ett statistiskt material som är så representativt som möjligt. Den matematiska behandlingen av bergmekaniska problem omfattar inte bara statiska påkänningar och därmed sammanhängande hållfasthetsproblem utan även dynamiska på- känningar, som berget tar upp i samband med deformationer av olika slag (Janelid 1965). Om berget från början har otillräcklig hållfasthet och stabilitet kan en viss förbättring uppnås genom injektering, bergbultning och betongsprutning. 
  
 3.2.4 
  
 Daterings- och utvecklingshistoriska studier 
  
 Modern dateringsteknik gör det möjligt att datera viktiga geo- logiska händelser. Magmatiska bergarters kristallisationsåldrar liksom åldern på metamorfa händelser kan bestämmas genom mätning av isotoper från radioaktiva sönderfallskedjor, t.ex.  
 uran-bly. 
  Zirkon är ett för åldersbestämning lämpligt mineral, som ofta har en kärna (vilken representerar kristallisations- åldern) och en påväxningszon runt denna kärna (vilken repre- senterar den metamorfa åldern). 
 Genom att studera sprickmineralens inbördes bildningsföljd kan en relativ åldersfördelning upprättas (figur 3.3). Det är även möjligt att bestämma den absoluta åldern på vissa sprickmineral 
 150 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 med hjälp av radioaktiva isotoper och därigenom öka förståelsen för områdets tektoniska utveckling. Det finns också möjlighet att härleda vid vilka tryck- och temperaturförhållanden som sprickmineralen kristalliserade. 
 De daterbara mineralen är ofta betydligt äldre än den tids- period som förvarets livslängd utgör. Processer som har inträffat de senaste 100 000 åren avsätter inga tydligt mätbara spår i de material som kan undersökas. Detta förhållande understryker vikten av att använda geofysiska och geodynamiska observa- tionsnät i samband med platsval och att uppmärksamheten mera riktas mot de allra yngsta geologiska bildningarna. 
 Figur 3.3. Exempel på relativ ålder mellan sprickläkningar (mikroskopisk bild). I tunnslipet ser man att tre olika sprickmineral förekommer och den första generationen (prehnite) är sönderbruten och att de nya sprickorna har fyllts med mineralet magnesiumklorit  
 (Mg-chl). 
  Den yngsta generationen sprickor med järnklorit  
 (Fe-chl) 
  som sprickmineral skär över det tidigare mönstret. 
 151 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 3.3 
  
 Geodynamiska metoder 
  
 Geodynamiska processer avspeglas i förändringar av den stor- skaliga topografien, förekomsten av landhöjning, jordskalv och förkastningszoner. Kartläggningen av utbredningen och inten- siteten hos geodynamiska processer kräver observationer av deformationer i referensstrukturer eller i punktnät över en längre tidsperiod. Det finns dock för närvarande inga mätdata som kan fastställa förändringarna i den storskaliga topografin. För att erhålla sådana krävs observationer av landytans och havsbottens förändring under långa tidsperioder, troligen under  
 10-tals 
  år. Sådana observationer görs i geodetiska nät som är landstäckande och där man använder sig av kontinuerlig mätning mot de satelliter, som ingår i det globala positionsbetämningssystemet GPS. Även uppgifter om landhöjningen erhålls numera med samma mätsystem. Topografin i mindre skala (t.ex. upphöjda eller nedsänkta skjuvlinser) kan vara indikatorer på geo- dynamiska processer. För att studera sådana ändringar krävs att man upprättar lokala geodetiska  
 GPS-nät. 
  
 Den spröda översta delen av jordskorpan är genomdragen av rörelsezoner. När angränsande bergrundsblock har förskjutits kallas detta för en förkastning (se Rogers  Stigh 1998). Några av dessa zoner har varit aktiva strax efter isavsmältningen. Det krävs emellertid att rörelsen har förskjutit någon daterbar geo- logisk struktur, t.ex. en rullstensås eller en moränrygg, ett mätbart avstånd för att det skall gå att observera rörelsen. 
 De stora deformationszonerna kännetecknas av avvikande topografi, avvikande landhöjning, förekomst av jordskalv och systematiska förskjutningar av stora block av litosfären. Dessa olika kännetecken samt hur de kan studeras, behandlas lite mera utförligt i appendix om geodynamiska processer. 
 152 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 3.3.1 
  
 Mätning av tyngdkraftens förändring 
  
 Tyngdkraften kan mätas med mycket hög noggrannhet. Med upprepade mätningar på samma platser kan man studera hur tyngdkraften långsamt förändras med tiden. De geodetiska undersökningarna i Norge, Sverige och Finland samarbetar med mätningar som följer 63:e breddgraden. (Ekman  Mäkinen 1996). Tyngdkraftens förändring orsakas av höjningen av land- ytan och av den omfördelning av massor som samtidigt sker i litosfären. Detta massflöde styrs av de processer som är verk- samma och en mätning av både landhöjningen och tyngdkraftens förändring är ett exempel på hur man med flera av varandra oberoende metoder får bättre kunskaper om geodynamiska för- hållanden. 
  
 3.3.2 
  
 Geodetiska nät 
  
 Med det globala positionbestämningssystemet GPS går det att erhålla noggranna lägesbestämningar i tre dimensioner. Systemet används därför i nät med  
 GPS-stationer 
  som registrerar kon- tinuerligt. Om detta görs över lång tid går det att härleda hur platsen där stationen befinner sig har förflyttats (relativt en referenspunkt) på grund av olika geodynamiska processer. När hela litosfärplattans rörelse borträknas från en sådan datamängd kan de differentiella rörelser som orsakas av mera lokala för- skjutningar studeras. I Sverige opererar ett sådant  
 GPS-nät 
  med 25 stationer sedan 1993. Mätdata sammanställs på Onsala rymd- observatorium. Samarbete med angränsande norska och finska nät sker också. Stationerna är lokaliserade med hänsyn till den lantmäteritekniska användningen. En komplettering kan vara lämplig i vissa områden (t.ex. i Vänernsänkan och i Kvarken) för att också tillgodose dessa datas geologiska användningsområden. 
  
 GPS-nät 
  kan också byggas upp för lokala undersökningar för att bevaka rörelser hos misstänkta förkastningszoner eller för att studera hur enskilda tektoniska block rör sig i tre dimensioner i 
 153 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 t.ex. Oskarshamnstrakten (figur 3.4). Mätpunkterna måste då placeras på berghällar med ledning av en tektonisk analys av området. De måste vidare utformas så att antennerna kan placeras på punkten på ett unikt sätt (i höjd- och sidled) och så att en stor del av horisonten är synlig. Registreringar görs över ca 24 timmar. Sådana lokala nät finns i Skåne (ca 50 km mellan punkterna), Norrbotten (över ett antal skjuvzoner med avstånd på några km mellan punkterna) och i Stockholmstrakten (med 3 punkter i ett antal väldefinierade tektoniska block). De mäts av personal från KTH med några års mellanrum. Ännu föreligger bara preliminära sammanställningar av resultaten. De stora data- mängderna gör att analysen kräver speciella program och blir kostsam. Det är angeläget att näten underhålls och mäts över så långa tidsperioder som möjligt för att säkerställa tydliga resultat. I figur 3.5 visas hur ett lokalt GPS nät kan utformas. I figur 3.6 visas det nationella  
 GPS-nätet 
  SWEPOS och landytans föränd- ring över Skandinavien. 
 Figur 3.4. Det detaljerade GPS nätet i Oskarshamnstrakten för bestämning av blockrörelser. Stationerna har förkortade platsnamn. Förkastningszonerna är markerade med en grov linje. Pilarna anger hastigheten i förskjutningen i mm per år som har inträffat under observationsperioden (från Sjöberg et al. 2002). 
 154 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Figur 3.5. Blockrörelser utmed en Ferguson resulterar i bildningen av skjuvlinser. Vid kompression (när det övre blocket förskjuts åt vänster) höjs den fria markytan och vid tension (när det övre blocket förskjuts åt höger) sänks den. Den diagonala sprickan är en normalförkastning vid tension och en revers förkastning vid kom- pression. Skissen visar också hur ett lokalt  
 GPS-nät 
  kan placeras över en Ferguson och en skjuvlins. Med tre stationer (små fyr- kanter) i varje tektonisk enhet kan enhetens rotation och förskjut- ning i tre dimensioner beräknas. Med en station i varje enhet kan endast dess horisontella rörelse relativt en yttre punkt (t.ex. den med kors markerade) bestämmas. 
 155 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 3.6. Landytans förändring härledd från  
 GPS-nätverket 
  SWEPOS i Sverige och Finland. Kartan visar landhöjningen med färgade ytor. De olika  
 GPS-stationernas 
  horisontella rörelserikt- ning och hastighet anges med pilar. (Ellipserna anger osäkerhets- intervallet). Med längre observationstid fås en allt noggrannare bestämning av rörelsemönstret (Scherneck et al. 2002). 
 156 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 3.3.3 
  
 Seismiska nät 
  
 Jordskalv uppkommer när jordskorpan bryts sönder på grund av att spänningar, som byggts upp under en längre tidsperiod, plötsligt utlöses. Sådana spänningar ackumuleras på grund av differentiell rörelse mellan jordskorpeblock utmed skjuvzoner. Jordskalven registreras i nationella nät med seismografstationer. 
 I Sverige har det funnits ett glest nät med seismografstationer under lång tid. Dessa har mest använts för att registrera och analysera stora jordskalv som inträffat på avlägsna platser. Sam- tidigt har också de avsevärt mindre jordskalven i Skandinavien registrerats. Den långa observationsperioden gör att det finns en omfattande katalog på svenska jordskalv att analysera. Vidare finns äldre observationer sammanställda ur historiska källor. Av detta material framgår att jordskalven i Sverige fördelar sig i två avgränsade områden: Vänernområdet, och utmed Bottenhavs- och Bottenvikskusten (speciellt kring Luleå). Under några tids- perioder har seismografnät upprättats i mindre regioner och för närvarande opererar ett nät i Norrlands kustområde. Från dessa olika registreringar har viktiga upplysningar erhållits om skalvens läge i jordskorpan och för de större skalven, även rörelseytans och stressfältets orientering samt förskjutningens storlek och riktning. Seismiska observationsnät kan, liksom  
 GPS-nät, 
  ut- formas i ännu mera lokal skala för att bevaka rörelser i berg- grunden. Ett nytt seismiskt nät har etablerats under år 2000 med tyngdpunkt utmed Bottenhavskusten, Davis (2003), figur 3.7. Hittills har över 1 000 skalv hunnit registreras i detta nät. Omkring den seismiskt aktiva Vänernsänkan fanns tidigare ett seismiskt observationsnät. Det är angeläget att det seismiska observationsnätet görs heltäckande och att samarbetet mellan angränsande länder utvecklas vidare. Tillsammans med  
 GPS-nät 
  är seismiska nät det enda redskapet för att mäta effekterna av de pågående geodynamiska processerna. 
 157 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 3.7. Svenska Nationella Seismiska Nätet (Davis). Fyr- kanterna markerar geofonstationer. (Davis, Uppsala universitet, Institutionen för geovetenskaper). 
  
 3.4 
  
 Geofysiska metoder 
  
 3.4.1 
  
 Problem och syfte 
  
 För att lösa ett geologiskt undersökningsproblem behövs kun- skaper om förhållanden på djupet utan att behöva schakta eller borra sig ner till intresseområdet. Detta kan man få genom användning av geofysiska metoder som indirekt kan ge sådana kunskaper. Syftet med geofysiska undersökningsmetoder är sålunda att utföra systematiska mätningar av förhållanden som 
 158 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 inte kan observeras direkt, att presentera resultaten på ett infor- mativt sätt, och att med ledning av mätresultaten ta fram modeller av de geologiska förhållandena. Geofysiska mätningar har mycket hög noggrannhet. Mätresultaten har dock inte alltid en unik geologisk orsak vilket leder till osäkerhet vid tolkning och modellering. För att en beräknad modell skall kunna spegla verkligheten krävs oftast att flera oberoende mätdata kan förenas i samma modell. Av detta följer att flera geofysiska metoder bör kombineras vid en undersökning för att begränsa tolkningsalter- nativen. Dessutom bör geomaterialens fysikaliska egenskaper mätas och användas som randvillkor vid modellering. Borrhål och borrhålsundersökningar bör planeras så att de kan användas för kalibrering och kontroll av uppställda modeller. I rapporten SKB (2001) har användningen av geofysiska metoder för plats- undersökningar markerats i de olika flödesdiagrammen. Under momentet analys ingår både en kvalitativ och en kvantitativ bestämning av olika strukturer. En kvantitativ bestämning bör innehålla mått på en strukturs utbredning i plan och vertikalt. 
  
 3.4.2 
  
 Bearbetning och presentation av geofysiska data 
  
 Under det senaste decenniet har det skett en stark utveckling inom geofysik, främst med avseende på databehandling och pre- sentation. Mätdata från de olika metoderna behandlas med olika former av modelleringsteknik. Ofta används invers modellering, vilket innebär att man teoretiskt varierar markens uppbyggnad och egenskaper tills en samstämmighet erhålls mot uppmätta data. En mängd datorprogram har utvecklats för dessa ändamål. Inom markradartekniken nyttjas avancerad signalprocessering. Även om data från flera olika metoder idag ofta sammanläggs, saknas en utvecklad teknik för verklig samprocessering. I vissa fall har metoder med neurala nätverk testats för detta ändamål. 
 Geografisk informationsteknik (GIT) har utvecklats snabbt och är nu ett standardhjälpmedel för analys av komplexa geo- vetenskapliga data. Flera geografiska informationssystem (GIS) 
 159 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 finns på marknaden och de kan numera köras på  
 PC-datorer, 
  likaså  
 3D-presentationsprogram 
  såsom  
 CAD-program. 
  Det stora genombrottet beror på utvecklingen av datorkapacitet, avancerad visualiseringsteknik och en mångfald hjälpmedel för kombination av data, beräkningar, och analyser, liksom metoder för beslutsstöd. Stora datamängder kan lagras på CD/DVD skivor. Den ökade  
 3D-kapaciteten 
  gör att data från t.ex. borr- hålsundersökningar kan åskådliggöras i tre dimensioner. Av stort intresse är att presentera upprepade eller kontinuerliga geo- fysiska mätningar och beakta tidsfaktorn. Sådan  
 4D-bearbetning 
  och presentation kan användas i övervakningsprogram under bygg- och driftskedet, för studier av grundvattenförhållanden och värmeflöden, men också under förundersökningsskedet, t.ex. för studier av grundvattenförändringar i heterogena miljöer vid hydrauliska tester eller för analys av spårämnesförsök. 
 För modellberäkningen krävs kunskaper om de geologiska materialens (mineral, jordarter och bergarter) fysikaliska egenskaper, dvs. om petrofysik. Betydelsen av kunskaper i petrofysik framgår av följande förenklade formel för sambandet mellan mätning (anomali A), orsak (volym och orientering V, O), avstånd (d) samt kontrasten i den petrofysiska egen- skapen (K): 
 A = (1 / d) K f(V, O) 
 Mätningen A bestäms genom traditionell geofysik och beskriv- ningen av volym och orientering genom traditionell geologi. I sambandet ingår också en avståndsberoende faktor (1/d) som visar ett annat typiskt förhållande i geofysik, nämligen anomalins eller signalens avtagande med ökat avstånd. Av sambandet fram- går att om avståndet är stort och volymen liten så blir anomalin snabbt så liten att den inte går att mäta längre. I sambandet ingår vidare kontrasten K i den petrofysiska egenskapen som en faktor av stor betydelse. Funktionen f av volym och orientering är inte analytisk och måste därför approximeras med matematiska metoder. 
 160 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Faktaruta 
 Samband mellan geofysisk metod och karakteristisk egenskap i kristallin berggrund: 
 Tyngdkraft densitet varierar från 2,5 till 3,3  
 Mgm 
 -3 
 , 
  
 Magnetfält magnetisk susceptibilitet varierar från  
 10 
 -6 
  
 till 10 SI, 
 Seismik – ljudvågshastighet varierar från 5 till 8  
 kms 
 -1 
 , 
  
 Radar dielektrisk egenskap varierar från 1 till 80, 
 Gamma strålning radioaktivt sönderfall av uran, kalium eller torium, 
 VES, VLF, slingram, MT,  
 VLF-R 
  elektrisk resistivitet varierar från 10 till 10 
 5  
  
 m, 
 IP laddningsförmåga varierar från 0 till 20 %. 
  
 3.4.3 
  
 Mätningar av berg- och jordmaterialens fysikaliska egenskaper 
  
 De fysikaliska egenskaperna hos geologiska material behöver vara kända för att det ska vara möjligt att tolka geofysiska mätningar. Mätningarna kan göras på plats direkt på jordarten eller bergarten, men i många fall baseras de på prover som tas från det geologiska materialet. En sådan provtagning måste baseras på statistiska principer, som innebär att antalet prover står i relation till variansen i egenskapen. Det räcker inte med ett enda representativt prov. Provtagning av berggrunden görs bäst på bergskärningar eller borrkärnor för att undvika vittrings- effekter som påverkar egenskaperna i ytnära lägen. Vilka egen- skaper som är av intresse att studera beror den geofysiska metod som skall användas. Metodvalet i sin tur beror den geologiska frågeställningen. Här följer en kort beskrivning av några viktiga s.k. petrofysiska parametrar, i vilka enheter de uttrycks och hur de kan bestämmas. 
 Densiteten hos geologiska material beror på mineralsamman- sättning och porositet. Densiteten hos ett sammansatt geo- logiskt material är summan av de ingående komponenternas den- sitet i proportion till den mängd som de förekommer med. 
 161 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Densiteten bestäms genom vägning och volymsbestämning på prover av materialet eller indirekt t.ex. med loggning i borrhål. Beräkning av geologiska modeller som baseras på tyngdkrafts- mätningar kräver kunskap om de ingående materialens densitet. Enheten för densitet är  
 Mgm 
 -3 
 . 
  
 Magnetiseringen hos geologiska material är summan av induce- rad magnetisering och materialets egenmagnetisering. Vidare beror den på förekomsten av starkt magnetiska mineral. I svensk kristallin berggrund är detta mineral vanligen magnetit och i vissa områden magnetkis. Den inducerade magnetiseringen beror på geomaterialens magnetiserbarhet och det lokala geomagnetiska fältets intensitet. Magnetiserbarheten kan mätas direkt i fält på de geologiska materialen medan bestämningen av egenmagnetise- ringen kräver provtagning i fält och mätningar i laboratoriet. Beräkning av geologiska modeller som baseras på magnetiska mätningar kräver kunskap om de ingående materialens samman- lagda magnetisering. Magnetiserbarhet är en dimensionslös egen- skap och kan anges som  
 µ 
 SI. 
 Den elektriska ledningsförmågan (eller dess invers – den elektriska resistiviteten) hos geomaterial beror på förekomsten av elektriskt ledande mineral (grafit, magnetit och sulfider) och porositeten (och det vatten som fyller porerna). Ledningsför- mågan kan mätas på plats med elektromagnetiska eller elektriska metoder, på borrkärnor eller i borrhål med olika slags logg- ningar. Tolkningen av geofysiska modeller som baseras på elektriska eller elektromagnetiska mätningar kräver kunskap om de ingående materialens elektriska ledningsförmåga. Resistivi- teten anges i  
  
 m. 
 Geologiska material kan laddas elektriskt och denna förmåga att polariseras beror bl.a. på förekomsten av de elektriskt ledande mineralen grafit, magnetit och sulfider. Den inducerade polarise- ringen kan mätas i fält, på borrkärnor eller i borrhål med loggning. Det är en viktig metod för att avgöra om elektriskt ledande mineral förekommer i närområdet för mätningen och används därför vid malmletning. Polariseringen är dimensionslös och anges i %. 
 162 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Kapacitansen per meter hos olika material kallas dielektrisk konstant (numera även permittivitet). Den har betydelse för analysen av elektromagnetiska mätningar i radarfrekvensom- råden och styrs i hög grad av vatteninnehållet i olika geomaterial. Den dielektriska konstanten anges ofta som relativ förhållandena i vakuum och blir då dimensionslös. 
 Utbredningshastigheten för elektromagnetiska vågor eller pulser varierar med olika geomaterial. Kunskap om denna hastig- het behövs för analysen av radarmätningar. Den beror fram- förallt på förekomsten av vatten i geomaterialen. 
 Utbredningshastigheten för ljudvågor varierar med olika geomaterial. Den kan mätas direkt på materialet i fält eller på borrkärnor. Det finns en positiv korrelation mellan seismisk våghastighet och densitet. Skillnaden i våghastighet mellan berg- arterna i jordskorpan och övre manteln är så stor att den används som kriterium för jordskorpans gräns mot manteln. Kunskap om seismisk våghastighet behövs för analys av seismiska registre- ringar. Enheten är  
 ms 
 -1 
 . 
  
 De termiska egenskaperna omfattar värmeproduktion, värme- kapacitet samt värmeledning. I jordskorpan sker en avsevärd värmeproduktion på grund av sönderfallet av naturliga radio- aktiva isotoper. Denna värmeproduktion varierar från 2 till 20  
  
 µ 
 Wm 
 -3 
 . 
  
 Olika geomaterial har också olika värmeledningsförmåga. Detta plus värmeproduktionen i jordskorpan och värmeflödet från jordens mantel bestämmer hur temperaturen ökar mot djupet i den översta jordskorpan. Värmeflödet från jordens man- tel är ca 60  
 mWm 
 -2 
  
 och temperaturgradienten i kristallin berg- grund är 15 20  
 Richards. 
  Områden med sedimentbergarter har något högre temperaturgradient (sedimenten fungerar som värmeisolering) och områden med kvartsrik berggrund något lägre på grund av skillnader i värmeledning. Kunskap om geomaterialens värmeledning är viktig för prognoser om sprid- ningen av den temperaturpuls som uppkommer vid lagring av utbränt men fortfarande aktivt kärnbränsle. 
 163 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Värmelagringsförmågan anger hur mycket värmeenergi som kan inlagras i ett material för en viss höjning av temperaturen. Vatten har en hög värmelagringsförmåga som därför är mycket större i vattenmättade jordar än i kristallint berg. Kunskapen är viktig för modellering av värmeförhållandena runt kärnbränslet och för modellering av temperaturutbytet med biosfären. Värmelagringsförmågan anges som  
 WK 
 -1 
 m 
 -3 
 . 
  
 Markens radioaktiva strålning beror på dess innehåll av radio- aktiva mineral där komponenterna uran, torium och kalium ingår. Halten av radioaktiva mineral varierar med bergarternas bildning och ålder. Mätningarna kan göras från flygplan, på marken, i borrhål eller direkt på prover. Strålningen anges ofta som beräknad mängd (i ppm för uran och thorium och i % för kalium) av de olika isotoperna i markytan. 
  
 3.4.4 
  
 Strategier vid platsval 
  
 Geofysiska undersökningar för platsval börjar med en analys av det tänkta områdets lokalisering i förhållande till regionala geologiska strukturer. I detta stadium krävs litteraturstudier och kartinformation som täcker en stor del av landet. Områdets lokalisering i förhållande till områden där geodynamiska pro- cesser (se appendix om geodynamiska processer) kan förväntas påverka jordskorpan är en lika viktig och tidig del i ett platsval. För att få kunskaper om dessa förhållanden bör geodetiska och seismiska observationsnät inrättas i och omkring området. Efter- som det tar lång tid att få fram förändringsdata bör näten inrättas i ett tidigt skede. 
 I nästa steg undersöks områdets lokala förhållanden, med hjälp av geologisk och geofysisk kartering baserad på de data- baser (t.ex. flyggeofysiska mätningar) som redan finns, samt genom kompletterande undersökningar på marken och från luften. I detta skede måste en tillräckligt stor omgivning tas i beaktande och de petrofysiska egenskaperna hos berg och jordmaterial klarläggas. Storleken på undersökningsområdet 
 164 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 måste vara minst 3 gånger så stort som intresseområdets utsträckning i olika riktningar. Det betyder att en area som är ca 10 gånger större än ett så kallat kandidatområde bör undersökas med relevanta mätningar för att förstå områdets strukturella sammanhang med omgivningen 
 Viktiga strukturer lokaliseras och följs upp med mera detalje- rade markgeofysiska mätningar i ett punktnät eller i form av profiler. Metoderna för studiet av berggrunden väljs bland de som har stor djupavkänning och som täcker det tänkta under- sökningsdjupet med god marginal. Metoderna för att studera jordtäcket och läget för berggrundens överyta under jordtäcket väljs bland de som har mindre djupavkänning, se tabell 3.1. 
 Baserat på dessa underlag utförs slutligen undersökningsborr- ningar, för mätningar och provtagningar i borrhålen. Åtminstone ett borrhål behöver nå ned i området med salt grundvatten för att möjliggöra en kalibrering av de elektromagnetiska metoderna som används för att kartlägga området där övergången till salt grundvatten sker. När strukturer som är viktiga för områdets stabilitet har kartlagts, följer beräkningar över hur rörelsezoner och mellanliggande bergrundsenheter påverkas av fortsatt geo- dynamik och vid förändringar i bergspänningen. Till dessa beräk- ningar behövs kunskapen som samlats in från geodetiska och seismiska observationsnät och den rådande bergspänningen. 
 Karakteriseringen av jordarter och berggrundsytans form är viktiga ingångsparametrar för studiet av grundvattenflöden och grundvattenbildning. Metoderna som kommer till användning vid platsval spänner således över ett stort spektrum och det är en fördel om flera metoder används så att tolkningsalternativen kan begränsas. Valet av metoder bestäms också av de petrofysiska egenskaperna, som finns i berg- och jordmaterialet i ett under- sökningsområde, och av olika typer av naturliga eller konstgjorda begränsningar (t.ex. kraftledningar). 
 165 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 3.4.5 
  
 Geofysiska mätsystem 
  
 De olika geofysiska mätmetoderna kan delas in på flera sätt. Mätsystemen och mätningens design är dock likartade inom metoder där man mäter från luften, direkt på marken, respektive under marken i borrhål. För varje mätmetod relateras mätpunkt- avståndet med objektstorleken. Mätpunktsavståndet bör således vara mindre än halva objektstorleken. Motsvarande insamlings- principer gäller också vid val av mätdata ur en större databas. Metoder med ett stort skalområde passar för både översiktliga regionala och mycket detaljerade undersökningar. Metoder med en liten djupavkänning passar för undersökningar av jordtäcket och berggrundsytan. 
 För att kunna fastställa att en kontrast föreligger behöver dessutom objektets omgivning ingå i mätningen i tillräcklig om- fattning. Omgivningen som ingår i en mätning bör vara lika stor som intresseområdet. Mätpunktsavståndet och den area som skall mätas har ett direkt samband med kostnaderna för en mätning. 
 I tabell 3.1 nedan ges en översikt över geofysiska metoder och deras användningsområden, djupavkänning och skalområde. Samtliga metoder har en användning i samband med platsval för förvaring av kärnavfall. Vilka metoder som är bäst att kombinera beror delvis på de geologiska förutsättningarna och framförallt berggrundens petrofysiska egenskaper. Därför bör man alltid utgå från de existerande regionala och lokala databaser som föreligger i ett undersökningsområde för att bestämma metoder och utformningen av nya undersökningar. Om kunskaper om de petrofysiska egenskaperna saknas bör de mätas i ett tidigt in- ledande skede av en undersökning. 
 166 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Tabell 3.1. Olika geofysiska metoder och deras användnings- områden 
  
 METOD 
  
 ANVÄNDNINGSOMRÅDEN 
  
 DJUPAVKÄNNING 
  
 (skalområde inom parentes) 
  
 Markgeofysiska mätningar 
  
 1 100 km) 
  
 Tyngdkraft (a) 
  
 bergartssammansättning, stora blockrörelser 
  
 10 m 10 km 
  
 Magnetfält (a) 
  
 stora sprick- och rörelsezoner i magnetisk berg- 
  
 10 m 1 km 
  
 grund, blockrörelser, bergartskarakterisering 
  
 Elektromagnetiska metoder 
  
 (1 10 km) 
  
 Slingram 
  
 förekomst av elektriskt ledande mineral 
  
 1 50 m 
  
 Radar (GPR) 
  
 djup till berggrunden och grundvattennivån 
  
 0,1 50 m 
  
 IP 
  
 förekomst av elektriskt ledande mineral 
  
 1 50 m 
  
 MT (a) 
  
 vertikal fördelning av den elektriska resistivite- 
  
 10 m 10 km 
  
 ten till stora djup, nivån för salt grundvatten 
  
 VLF 
  
 förekomst av vattenförande sprickzoner och 
  
 10 m 1 km 
  
 ungefärlig stupning 
  
 VLF-R 
  
 bestämning av jord- och berggrundsresistivitet 
  
 10 600 m 
  
 Elektriska metoder 
  
 (0,1 10 km) 
  
 VES (a) 
  
 bestämning av grundvattenyta, djup till berg- 
  
 1 m 1 km 
  
 grunden, jordartsskiktning, nivån för salt 
  
 grundvatten 
  
 Seismiska metoder 
  
 (50 m 1 000 km) 
  
 Refraktion (a) 
  
 djup till berggrunden och grundvattennivån, 
  
 1 m 50 km 
  
 förekomst av branta krosszoner 
  
 Reflektion (a) 
  
 djup till berggrunden och grundvattennivån, 
  
 0,1 m 50 km 
  
 skiktning i jordlager och flacka krosszoner 
  
 167 
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  SOU 2004:67 
  
 METOD 
  
 ANVÄNDNINGSOMRÅDEN 
  
 DJUPAVKÄNNING 
  
 (skalområde inom parentes) 
  
 Flyggeofysiska mätningar 
  
 (1 100 km) 
  
 Magnetfält (a) 
  
 orientering av stora sprickzoner i  
 3-dimen- 
  
 10 m 1 km 
  
 sioner, blockrörelser, bergartskarakterisering 
  
 VLF (*) 
  
 vattenförande sprickzoner 
  
 10-100 
  m 
  
 Borrhålsgeofysiska 
  
 mätningar (0,1 10 m) 
  
 Vattenflöde 
  
 vattenflöde i berggrundssektioner 
  
 Elektrisk resistivitet 
  
 porositet och sprickighet 
  
 IP 
  
 förekomsten av elektriskt ledande mineral 
  
 TV-kamera 
  
 orienteringen av sprickzoner i  
 3-dimensioner 
  
 Radar 
  
 orienteringen av sprickzoner i  
 3-dimensioner 
  
 Borrhålsform 
  
 orientering av horisontala stressfält 
  
 Observationsnät 
  
 (1 2 000 km) 
  
 Seismiska 
  
 lokalisering och orientering av förskjutningar i 
  
 1 30 km 
  
 berggrunden på djupet, orientering av stressfält 
  
 Geodetiska (GPS) 
  
 förskjutning och rotation av berggrundsblock i 
  
 3 dimensioner i översta jordskorpan, landhöj- 
  
 ning 
  
 Hydrologiska 
  
 nederbördsmängder, avrinning, grundvatten- 
  
 nivåförändringar 
  
 (a) Metoder med stor djupavkänning, > 500 m. 
 (*)  
 Flyg-VLF 
  metoden är riktningsselektiv beroende på vilken sändare som används vid mät- ningen. 
  
 3.4.6 
  
 Begränsningar på grund av terräng och konstgjorda föremål 
  
 Alla geofysiska mätningar är beroende av terrängvariationer och ju mera kuperad terrängen är desto större blir effekterna. Detta beaktas dels vid planeringen av mätningen och dessutom vid 
 168 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 analysen. I vissa metoder kan terrängens effekt minskas genom korrektioner eller inkluderas i modelleringen. Det är alltid lämpligt att studera höjddata parallellt med analysen av mätdata. Detta kan göras särskilt smidigt med utnyttjande av digitala data och geografisk informationsteknik (GIT). Geofysiska mätningar kan göras på isen över vattenområden. Det ökade avståndet till jordtäcket eller berggrunden under vattnet försvagar dock signa- lerna i viss utsträckning. I vissa mätningar är den konstanta höjden och frånvaron av topografi över mätytan en fördel. Geo- fysiska mätningar över vattenområden gör det möjligt att få en mera kontinuerlig bild av berggrundens strukturer. Med metoder som beror på den elektriska ledningsförmågan uppstår en kraftig avskärmningseffekt i vatten (särskilt havsvatten), men också i elektriskt ledande delar av jordtäcket (t.ex. lerlager). 
 Vissa geofysiska metoder är känsliga för konstgjorda (antro- pogena) föremål. Det gäller framförallt de elektromagnetiska mätningarna där sekundärfält från kraftledningar, teleledningar, större stängsel, rörledningar och telesändare överpräglar de naturliga variationerna i området närmast föremålen. För stora kraftledningar kan det röra sig om flera km, likaså är omgiv- ningen kring aktiva telefonisändare kraftigt störd. Genom att använda elektromagnetiska metoder med kontrollerad egen signalbildning undviks dessa störningar vid mätningen eller så kan de filtreras bort vid databearbetningen. 
 I magnetiska mätningar är det istället större järnkonstruk- tioner (t.ex. kraftledningsstolpar och plåttak) som stör mät- ningarna i deras närområde. Vidare ger likströmsledningar upp- hov till lokala störande magnetfält. Vid flygmätningar på låg höjd undviks stora kraftledningar och bebyggda områden genom högre mäthöjd varvid de naturliga signalerna försvagas på grund av det ökade avståndet. Kring antropogena föremål uppkommer därför breda korridorer där användningen av elektromagnetiska mätmetoder försvåras eller blir omöjlig. 
 169 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 3.4.7 
  
 Flyggeofysik 
  
 Flyggeofysiska mätningar görs från satelliter, flygplan eller helikopter och vid samma mättillfälle kan flera olika typer av mätningar göras samtidigt. Mätningarna täcker snabbt stora områden och i dag har många länder heltäckande flyggeofysiska databaser. Satellitbaserade mätningar finns tillgängliga interna- tionellt och har global täckning. I Sverige ansvarar SGU för utförande, bearbetning och datalagring av flyggeofysiska mät- ningar. Kompromissen mellan kostnader och mätpunktavstånd har hittills varit till förmån för en ganska detaljerad mätning som kan användas för många frågeställningar. Mätningarna görs också på låg höjd, ca 50 m, dvs. på kort avstånd till de geologiska strukturerna i berggrunden. Mätpunktavståndet är 20 m utmed flyglinjen men det är 200 m mellan flyglinjerna. Vid analys av mätdata är det således viktigt att veta var flyglinjerna är belägna, speciellt som modern interpolationsteknik normalt inte klarar att återge sammanhang av strukturer med liten vinkel till flyg- riktningen. Mätdata presenteras på kartor i skalan 1:50 000 som följer kartbladsindelningen i Sverige. Det går också att få digitala utdrag ur databasen över ett valfritt geografiskt område. 
 De mätningar som görs från flygplan i Sverige omfattar magnetisk totalintensitet, gammastrålning (representerad som ekvivalent halt vid markytan av de naturliga radioaktiva isotoper- na av kalium, uran och torium) och elektromagnetiska sekundärfält från långvågs(VLF)sändare. Dessa mätningar kan användas för många ändamål, bland annat kartläggning av utbredningen av bergarter under jordtäcket och under vatten, kartläggning av större sprickzoner i berggrunden, utredning av radonrisk (i jord- arter, berggrund och grundvatten) samt för prospektering efter mineralförekomster. 
 Radarmätningar som görs från satelliter och flygplan kan räk- nas till kategorin geofysiska mätningar. De är vanligen mycket detaljerade och görs i flera frekvensområden. Den direkta geologiska användningen är för kartläggning av sprickzoner samt bestämning av markfuktighet. I områden med kraftig vegetation 
 170 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 och intensivt skogsbruk döljs den geologiska informationen av de spår som brukningsmetoderna lämnar (t.ex. hyggesgränser och hyggesplöjning) men framkommer tydligt i radarmät- ningarna. Mätningarna är oberoende av molntäcket och man kan därmed undvika de effekter som uppkommer från moln och deras skugga på marken vid flygfotografering eller satellit- scanning i det synliga våglängdsområdet. 
 Faktaruta 
 Mätriktning, mätpunktsavstånd, mäthöjd 
  
 Flygmätningar  
 i  
 öst-väst 
  eller  
 nord-syd 
  riktning, avstånd 200 m mellan mätlinjer och ca 20 m mellan mätpunkter, mäthöjd ca 50 m över marken, 
  
 Markmätningar  
 valfri orientering, avstånd mellan mätpunkter och mätlinjer 5 20 m, 
  
 Regionala  
 tyngdkraftsmätningar – oregelbundet punktnät med 0,8 5 km punktavstånd, 
  
 Profilmätningar  
 orientering vinkelrätt mot strukturriktningen, mätpunktsavstånd 1 20 m. 
  
 3.4.8 
  
 Markgeofysik 
  
 Syfte och datatillgång 
 Geofysiska markmätningar har utförts i samband med prospek- tering efter malm och industrimineral och kartläggning av grus- tillgångar men också för specifika undersökningar inom den reguljära jord- och bergartskarteringen vid SGU. Redan tidigt kom markgeofysiska mätningar igång för grundvattenprospek- tering i Sverige och utomlands. Under de senaste decennierna har markmätningar fått en ökad betydelse inom olika delar av samhällsbyggandet och för miljöundersökningar. 
 Geofysiska markmätningar i samband med undermarksbyggan- de, t.ex. ett slutförvar för använt kärnbränsle, syftar till att bygga upp en geologisk tektonisk modell över den studerade jord- och bergvolymen. Syftet är vidare att öka kunskapen om jord- 
 171 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 lagrens sammansättning och mäktighet, bergmassans fysikaliska egenskaper, sprickighet, vattenhalt samt gränser mellan olika bergarter. Markmätningarna är oförstörande, men kräver ett stort mått av tolkning. Generellt gäller att upplösningen minskar med ökande djupavkänning. För att studera förhållanden på ett djup av 500 m krävs således stora förändringar i de fysikaliska egenskaperna (eller stora strukturer) för att dessa skall kunna detekteras vid markytan. Ytnära förändringar i sidled får då inte vara större än de vertikala. 
 Mätningarna görs på marken, antingen i oregelbundna punkt- nät över större områden, i ett systematiskt punktnät (grid) inom begränsade områden, eller som profiler. Mätpunktsavståndet bestäms av ändamålet med mätningen och kan variera mellan 1 m (detaljerade profiler) och 5 km (regionala rikstäckande mät- ningar). Mätdata presenteras på kartor eller i profiler. För vissa typer av mätningar finns nationella databaser som förvaltas av SGU. 
 Regionala mätningar som täcker hela landet finns idag för tyngdkraft, med punktavstånd som varierar mellan 0,8 och 5 km. Mätningarna följer vanligen vägnätet. På större sjöar och i kustområden har mätningar gjorts på isen. 
 Seismiska undersökningar görs ibland i regional skala, speciellt i sedimenttäckta områden och för speciella projekt. Det finns för närvarande ingen fullständig översikt över var sådana mätningar har utförts och hos vilket företag eller institution resultaten finns. 
 Mätmetoder 
 De viktigaste geofysiska metoderna för undersökning av berg- grundens strukturella förhållanden i form av sprickor och sprick- zoner, är  
 seismiska-, 
 magnetiska-, 
  elektriska- och elektro- magnetiska mätningar. Vissa av dessa mätmetoder ger dessutom information om bergarter och bergartsgränser. För alla meto- derna gäller att de är känsliga för horisontella och ytnära 
 172 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 variationer medan förändringar på djupet är mycket svårare att upptäcka. Det är också lättare att detektera brant stupande strukturer och bergartsgränser än att kartlägga horisontella sprickzoner och gränser. För refraktionsseismiska och elektriska metoder gäller att stor djupavkänning också kräver mycket långa instrumentuppställningar. I figur 3.8 visas en serie mätningar med olika metoder över en större skjuvzon i Norrbotten och hur resultaten från den magnetiska mätningen kan användas för bestämning av zonens stupning (figur 3.9). 
 Seismiska undersökningar används för detektering av strukturer i berggrunden. De ytnära strukturerna, t.ex. förekomsten av sprickigt berg, främst brant stupande sprickzoner, kan tolkas ur refraktionsseismiska undersökningar, där den refrakterade delen av ljudvågen följs genom att registrera tiden tills den når fram till utplacerade geofoner. Den seismiska signalens hastighet minskar påtagligt i krossat berg. Det är svårt att detektera horisontella låghastighetszoner med refraktionsseismik. Däremot kan refrak- tionsseismik med fördel användas till att bestämma bergytans nivå under jordtäcket. Detta har gjorts vid många större bygg- projekt, t.ex. längs Bolmentunneln där mer än 200 km refrak- tionsseismiska profiler utvärderades (Stanfors 1987). Vid reflek- tionsseismik registreras istället den del av ljudvågen som reflek- teras vid övergången till ett material med avvikande hastighet. Metoden kräver tyngre utrustning och kraftfullare databearbet- ning. Den lämpar sig därför mer för lokala undersökningar. En stor fördel med reflektionsseismik är att metoden är en av de få som kan användas för att identifiera flacka bergstrukturer på större djup, t.ex. horisontella sprickzoner (Andersson 1993, Brown. 1994). Detta har avgörande betydelse för anlägg- ningen av ett slutförvar eftersom flacka strukturer måste kunna beaktas vid bestämningen av läget för den bergvolym som kan tas i anspråk. Seismiska metoder har även använts under byggan- det av undermarksanläggningar (s.k. Tunnel Seismic Prediction, TSP) för att prognosticera förhållandena och styra förstärk- ningsbehovet (Sattel et al. 1996). 
 173 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 3.8.  
 Exempel på geofysisk respons från en större skjuvzon (markerad med gråton) i Norrbotten. De olika metoderna ger ett tydligt utslag där zonen förekommer. Uppifrån visas: magnetisk (MAGN) låg anomali över zonen på grund av oxidation av magn- etit, VLF horisontalkomponent som ger en typisk asymmetrisk anomali över zonen, Slingram (SLING) som ger en negativ anomali, VLF resistivitet (RES) visar låg resistivitet, fasvinkeln (FASV) varierar mycket litet över zonen och nederst syns en hög konduktivitetsanomali (KOND) (från Myers 1988). 
 174 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 Figur 3.9.  
 Den magnetiska anomalin som ses överst i föregående figur kan användas för att bestämma stupningen av zonen som är 73 grader mot sydväst (från Myers 1988). 
 Markradar (GPR) baseras på samma grundläggande reflek- tionsprinciper som reflektionsseismik men utgår från elektro- magnetiska vågors spridning genom marken. En reflex erhålls när radarvågen träffar ett objekt med avvikande elektriska egen- skaper. Idag används oftast pulsradarsystem, där elektromagne- tiska pulser riktas via en sändarantenn ner i marken, varefter en mottagarantenn registrerar erhållna reflexer. Tidsförskjutningen för reflexerna mäts i nanosekunder,  
 10 
 -9 
 s. 
  Metoden har under de senaste decennierna fått ökad betydelse för kartläggning av ytliga jord- och berglager och har använts för studier av jordlagrings- förhållanden och geologisk utveckling (Widén 2001, Hernandez 2002, Helle 2004). GPR har också använts för studier av tektoniska zoner, såväl aktiva (Rashed et al. 2003, Slater  
 175 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Niemi 2003) som äldre neotektoniska zoner (Dehls et al. 2000, Tirén et al. 2001). Metoden kan, liksom reflektionsseismik, användas till att identifiera flacka tektoniska strukturer och är därför betydelsefull för studier av det ytliga och generellt mer uppspruckna berget, figur 3.10 och 3.11. I jordtäckta områden kan berggrundsytans nivå kartläggas, liksom flödesgynnande strukturer i kontaktzonen  
 Frank, 
  som är av betydelse för grundvattenbildningen, figur 3.12. GPR kan även användas kon- tinuerligt under byggfasen, direkt från undermarksanläggningen, för att prediktera sprickor, bergartsgränser och andra berg- artsstrukturer för att styra förstärkningsbehov och kartlägga förinjekteringens effektivitet (Cardarelli et al. 2003). 
  
 Figur 3.10.  
 Exempel på tolkning av sprickor i det ytliga berget ur  
 GPR-mätningar 
  (Grasmück 1994). Från tidsskalan kan djupet till de reflekterande strukturerna beräknas om signalens hastighet i olika  
 geo-material 
  är känd. 
 176 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 Figur 3.11.  
 Exempel på flack sprickzon i Forsmarksområdet. Sådana sprickzoner kan detekteras ytligt med markradar och på större djup med reflektionsseismik (foto Chandler 2003). 
 Om den kristallina berggrunden är magnetisk, kan magnetiska mätningar från marken (eller från flygplan) användas för att kartlägga större sprickzoner. Dessa zoner är alltid lågmagnetiska på grund av mineralomvandlingar och kan kartläggas även under jordtäcket och i vattentäckta områden. Genom modellberäk- ningar och med kunskap om den omgivande berggrundens magnetisering, kan också zonernas stupning fastställas. 
 177 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 3.12.  
 Exempel på tolkning av berggrundsytans nivå baserad på  
 GPR-mätningar 
  i ett område i östra Mellansverige (Olofsson et al. 2004). 
 Elektriska mätningar baseras på att ett elektriskt fält skapas i marken genom två strömelektroder. Strömfältets utbredning beror på avståndet mellan elektroderna men påverkas också av marklagrens ledningsförmåga. Genom att mäta spännings- förhållandena med potentialelektroder, kan markens skenbara resistivitet beräknas. Den uppmätta resistiviteten beror på hur elektrodparen är arrangerade samt laterala och vertikala föränd- ringar i markens elektriska egenskaper. Genom invers modelle- ring, där markens elektriska egenskaper och marklagrens mäktig- 
 178 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 het varieras tills en samstämmighet uppnås med uppmätta värden, erhålls en tolkning av markens uppbyggnad och elek- triska egenskaper. Idag används oftast multielektrodsystem (CVES) med ett stort antal elektroder ordnade längs linjer eller i ett nät tillsammans med en dator som styr vilka elektroder som skall vara ström- respektive potentialelektroder. Genom invers modellering kan sedan markens resistivitetsfördelning beräknas två- eller tredimensionellt. Elektrisk mätning har fått stor betydelse för kartläggning av jord- och berglagerföljder och bestämning av grundvattenytor. Viktiga tillämpningar finns också inom miljörelaterade undersökningar och för miljö- kontroll (Bernstone  Dahlin 1998, Aaltonen 2001), figur 3.13. Om fasta elektroder anbringas i marken kan metoden användas för långtidskontroll, t.ex. runt avfallsanläggningar där för- oreningarna ofta har hög salthalt (Aaltonen  Olofsson 2001) eller för kontroll av klimatrelaterade markfuktighetsförhållanden och grundvattennivåer. 
 De flesta på marknaden förekommande multielektrodsystem medger bara avkänning ned till ett hundratal meter. En intressant applikation av geoelektriska undersökningar är att med flera km långa elektrodutlägg kartera saltvattenförekomsten på större djup. Detta är ett utmärkt komplement till djupa borrningar. I kustnära områden kan det dock vara svårt att undvika havs- vattnets kortslutande effekt på mätningarna. 
 Markens elektriska laddningsförmåga, chargeability, kan mätas med inducerad polarisation (IP). Metoden baseras på att ett strömfält skapas över marken varvid polarisation uppstår i marken. När strömfältet slås av kvarstår denna polarisation över en viss tid och kan mätas. Metoden har en stor potential för studier av förorenad mark, t.ex. för spridda föroreningar med salter eller oljeförorening (Dahlin  Leroux 2002, Sjögren 2004). Även utan yttre pålagt strömfält förekommer en svag polarisa- tion beroende på markens mineralinnehåll och markvätskans elektrolytegenskaper. Mätning av denna naturliga självpotential (SP) med känsliga icke polariserande elektroder kan på samma sätt användas vid ytlig malmprospektering och föroreningskarte- 
 179 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 ring. Metoden har även använts vid ytnära spårämnesförsök i berg (Nimmer  Osiensky 2002). 
  
 Figur 3.13.  
 Resistivitetsmätningar för analys av förorenings- spridning från en avfallsdeponi. Mätningarna är gjorda med CVES och modellerade två- respektive tredimensionellt. Resultatet är presenterat som profiler (t.v.), horisontellt tvärsnitt i det ytliga berget, ca 12 meter under marken (övre t.h.) samt tredimensionella lågresistivitetszoner (undre t.h.) (Olofsson et al. 2004). 
 180 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Elektromagnetisk induktion innebär att ett strömfält skapas i elektriska ledare i marken med hjälp av ett yttre elektromagne- tiskt fält. De sekundära elektromagnetiska fält som då upp- kommer kan mätas på markytan. Det finns flera frekvensstyrda metoder som antingen använder naturliga elektriska strömmar  
 (MT-mätningar), 
  i frekvensområdet från  
 10 
 -4 
  
 till 1 kHz, eller strömmar inducerade av radiosignaler  
 (VLF-mätningar) 
  i frekvensområdet från 15 till 25 kHz. Det finns också elektro- magnetiska metoder där fältet skapas med en medhavd sändare (Slingram) i frekvensområdet från 5 till 15 kHz. Generellt gäller att djupavkänningen bestäms av frekvensen på det elektromagne- tiska fältet och markens ledningsförmåga. I kristallin berggrund föreligger alltid en hög kontrast i resistivitet mellan opåverkad berggrund och sprickzoner.  
 VLF-mätningar 
  är därför en effektiv metod för kartläggningen av sprickzoner på landområden (men ej över vattentäckta områden). 
 På senare tid har elektromagnetiska mätmetoder utvecklats för att beskriva fördelningen av elektrisk resistivitet ned till flera km djup i berggrunden. En sammanfattning av Taylor och  
 MT-meto- 
  der ges i Oskooi (2004). I de magnetotelluriska mätningarna (MT) utnyttjas naturliga i berggrunden förekommande elektriska strömmar, figur 3.14. Djupavkänningen är upp till 10 km och mätningen görs så att även anisotropiförhållanden kan utredas. Observationstiderna är upp till 12 timmar. Stör- ningar från mobiltelefoni och kraftledningar kan i de flesta fall filtreras bort. Med mätningar i ett glest nät kan  
 3-dimensionella 
  elektriskt ledande strukturer avgränsas. Med metoden kan djupet för övergången till salt grundvatten bestämmas. 
 Elektromagnetiska mätmetoder har använts för malmprospek- tering, undersökning av vattenförande sprickzoner i berget och för studier av föroreningsspridning. Metoderna är i stark teo- retisk och praktisk utveckling och nya instrument utvecklas för miljötillämpningar, t.ex. EnviroMT (Bastani 2001). 
 181 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 3.14.  
 Två modeller av resistivitetsvariationen med djupet baserade på MT mätningar (från öarna Midsommar och Björkö i Mälaren) (från Oskooi  Pedersen 2004). Den streckade linjen markerar det borrdjup som uppnåtts i närheten av MT mätplatsen och där man kan korrelera resistiviteten med observationer av sprickighet respektive förekomsten av elektriskt ledande mineral. 
  
 3.4.9 
  
 Borrhålsgeofysik 
  
 I de flesta djupa borrhålen i Sverige har mätningar utförts med olika typer av geofysiska loggningar för att få kunskap om de uppmätta egenskapernas variation med djupet. Sådana mätningar kan göras med ett mellanrum som varierar från 0,1 till  
 10-tals 
  
 182 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 meter. Noggranna metoder har utvecklats för att korrelera de djupmått som erhålls vid olika mätningar. I Sverige finns dock mycket få borrhål med djup som är större än 1 km. Därmed saknas kunskaper om var övergången till salt grundvatten sker i berggrunden och hur djupt sprickzonerna förekommer i den översta delen av jordskorpan. Borrhål som är djupare än 2 km i kristallin berggrund finns i Sverige bara i den centrala delen av Siljanstrukturen. I borrhålsmätningar är avkänningsavståndet i sidled mycket litet, från decimeter för vissa metoder och under gynnsamma omständigheter upp till  
 10-tals 
  meter för t.ex. borrhålsradar. Mätning av resistivitet i borrhål ger endast relativa värden och en kalibrering krävs för att erhålla värden som är representativa för bergarter. Detta problem behandlas i Löfgren 
  
 Edwards (2002). 
  
 Följande typer av borrhålsmätningar är vanliga och kan an- 
 vändas vid platsval: 
 Metoder som karakteriserar bergarter och bergartsgränser 
 tyngdkraftsmätningar mätning av magnetiserbarhet inducerad polarisation (IP) 
 gammastrålning (förekommer i flera olika utföranden) 
 Metoder som ger upplysningar om sprickzoner och förekomsten av vatten 
 mätning av elektrisk resistivitet (i flera olika utföranden) radarmätningar 
 vattenflödesmätningar 
 mätning av borrhålsform (caliper) temperaturmätningar 
 video fotografi 
 183 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Metoder som ger upplysningar om stress och temperaturförhållan- den 
 respons på tryckförändringar mätning av borrhålsform temperaturmätningar 
 mätning av gammastrålning (flera olika utföranden) 
 Metoderna används i ofta kombination och flera sofistikerade mätsonder har utvecklats för de elektriska metoderna (bl.a. för olika elektrodkonfigurationer), figur 3.15. Mätningar med radar, borrhålsform och fotografi ger också upplysningar om oriente- ringen av de strukturer som avbildats. Vattenflödesmätningar görs i avgränsade sektioner, liksom respons på tryckföränd- ringar. Responsen i berggrundens rörelse mäts och lokaliseras under testperioden med hjälp av lokala seismografnät. Sam- mankopplingen mellan borrhålsdata, som är mycket detaljerade  
 (dm-skala) 
  och kontinuerliga, med ytdata som är spridda (1 till 10  
 m-skala) 
  och ofullständiga, är ett svårt problem. Svårigheten hänger samman med hur det går att skilja mellan lokala fenomen och sådana som har en större utbredning. Mätmetodernas avståndsberoende gör att den rumsliga upplösningen snabbt avtar med avståndet från borrhålet och med djupet under mark- baserade mätningar. Problemet kan inte lösas med tätare eller känsligare mätningar – det krävs snarare fler borrhål – varvid berggrundens egenskaper påverkas på ett ogynnsamt sätt. 
 184 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 Figur 3.15.  
 Exempel på loggningsdata från ett drygt 900 m djupt borrhål (på Björkö i Mälaren) med elektrisk resistivitet (två metoder, short normal resp. long normal), vattenflöde och induce- rad polarisation (IP) generaliserade över 10 m intervaller (Sträng 2003). Variationen i resistivitet återspeglar sprickfrekvensen. Högre vattenflöden markerar öppna sprickzoner och förhöjd  
 IP-effekt 
  markerar områden där elektriskt ledande mineral förekommer. 
 185 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 3.4.10 
  
 Databaser hos SGU och Sjöfartsverket 
  
 Sveriges Geologiska Undersökning (SGU) ansvarar för ett stort antal databaser med digital och analog geovetenskaplig infor- mation. De är tillgängliga för forskning, prospektering, geotek- niska och miljöundersökningar. För dataanvändning krävs en licens och en avgift. Digitala data kan erhållas i ett valfritt geo- grafiskt område och de lämpar sig ofta direkt för analys med geografisk informationsteknik, GIT. Dessutom finns geoveten- skapliga kartor med olika detaljeringsgrad över hela landet. 
 Regionala mätningar görs systematiskt och utförs av SGU medan detaljerade mätningar utförs av  
 geo-konsultbolag, 
  pro- spekteringsföretag och geovetenskapliga institutioner. 
 Förfrågningar om seismiska mätningar bör i första hand riktas till SGU. Flera internationella projekt, med syftet att bestämma struktur och mäktighet hos jordskorpan, har baserats på seismiska undersökningar utsträckta över många 100 km. 
 I samband med prospektering efter malmer har stora ytor i Västerbotten och Norrbotten kartlagts mycket detaljerat med flera typer av markgeofysiska mätningar. Dessa finns dokumen- terade hos SGU. 
 Sjöfartsverket har hand om batymetriska data, ofta med hög detaljeringsgrad, över kustområden och insjöar där sjöfart före- kommer. Dessa batymetriska data kan användas på samma sätt och i kombination med höjddata för att studera förekomsten av sprickzoner i vattenområden (eller zonernas förlängning från markområden till vattenområden). En sådan kombinerad studie har t.ex. gjorts för Vänernbassängen (Isaac 1992) och Södra Björkfjärden (Chuang 2003). 
 186 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 3.5 
  
 Sammanfattande slutsatser 
  
 Geologiska metoder 
 Det svenska urberget utgör ett komplext heterogent medium, som formats av geologiska processer under mer än 2000 miljoner år. Många av dessa processer är historiska men påverkar stabilitet och säkerhet hos ett slutförvar för radioaktivt avfall. Andra processer är aktiva och förändrar allteftersom de geologiska förhållandena. Den geologiska situationen i urbergsskölden med ett mycket ungt jordtäcke över en avsevärt mycket äldre kristallin berggrund gör att det tidsavsnitt för vilket man kan studera pågående geologiska förändringar är mycket mindre än förvarets tänkta livslängd. Därför är det viktigt att genomföra systematiska studier i de unga avlagringarna med avseende på effekter från landhöjningen, jordskalv och förkastningsrörelser. Många av dessa dynamiska processer kommer troligtvis att fortgå under överskådlig tid framåt. 
 Geodynamiska metoder 
 Mycket forskning har utförts beträffande de inducerade geo- dynamiska förändringar, som kommer att uppstå lokalt genom anläggandet av ett slutförvar för använt kärnbränsle, även kopp- lat till det värmeutbyte som då kommer att uppstå mellan för- varet och omgivningen. Den naturliga geodynamiken har dock inte rönt samma intresse. Ett flertal indikatorer visar emellertid att det hela tiden sker systematiska rörelser mellan block i jord- skorpan. Sådana rörelser har i några fall kunnat kvantifieras med geologiska metoder, med mätningar i det globala postions- bestämningssystemet GPS och med analys av större jordskalv. Rörelserna är lokaliserade till avgränsade områden eller zoner. Dessa zoner kan kartläggas geografiskt och på djupet med geologiska och geofysiska metoder. Rörelserna utmed zonerna är 
 187 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 relativt små och därför krävs långa observationsperioder för att kunna fastställa dem med säkerhet. 
 Rörelsezonernas funktion ingår i ett större regionalt samman- hang och hur de fungerar lokalt finns det för närvarande ofull- ständig kunskap om, varför lokala system måste byggas upp och mätas under lång tid. Den pågående deformationen är nämligen ett av nyckelproblemen för att kunna göra prognoser om berg- grundsstabilitet. Därför krävs kunskap om zonernas läge och utbredning (horisontellt och vertikalt), rörelsens hastighet och riktning, zonernas funktion i tiden samt deras funktion i den regionala och plattektoniska deformationen. Modellering bör gö- ras av hur plintar och skjuvlinser reagerar vid ändring av stress- fältet. En sådan modellering kan göras på observerade strukturer i undersökningsområden och deras regionala sammanhang. 
 De metoder som behöver vidareutvecklas för att kunna ge kunskap om detta är såväl direkta som indirekta, exempelvis mätningsteknik med GPS- och seismografnät, åldersbestäm- ningar av mineral och geologiska observationer för att nå ökade kunskaper om litosfärens uppbyggnad och funktion. De befint- liga geodetiska och seismiska näten bör vara heltäckande och samarbete över nationsgränserna utvecklas för att skapa data- baser som kan användas för flera geovetenskapliga syften. De  
 GPS-nät, 
  som tidigare har upprättats, bör mätas även i fort- sättningen för att erhålla så långa tidsserier som möjligt. Detta gäller även mätningar av tyngdkraftens förändring. 
 Geofysiska metoder 
 En stor mängd geofysiska undersökningar har hittills genom- förts eller planerats i samband med platsundersökningar inför anläggandet av ett slutförvar för använt kärnbränsle. Mätningar- na har haft skilda syften och skalor, från översiktliga flygmät- ningar till detaljerade undersökningar i borrhål. I många fall har syftet varit att bygga upp en geologisk/tektonisk modell över området eller att prediktera geologiska och tektoniska föränd- 
 188 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 ringar under byggfasen, såsom vid anläggandet av Äspötunneln. En begränsad mängd forskningsinsatser har gjorts beträffande möjligheterna att överföra mätningarna till ingångsvariabler för bland annat spridningsmodeller. Vissa utvecklingsförsök har gjorts, t.ex. resistivitetsmätningar för att bestämma diffusionen i massivt berg (Löfgren  Neretnieks 2002). 
 Geofysiska undersökningar utgör ett mycket värdefullt inslag eftersom de i princip är de enda metoder som medger oför- störande mätning av den bergvolym där slutförvaret kommer att anläggas. Det är därför av stor vikt att yttäckande geofysiska undersökningar genomförs på ett tidigt stadium. En kombina- tion av flera metoder med hög mätpunktstäthet och bestämning av geomaterialens fysikaliska egenskaper samt kontrollborr- ningar behövs för att minska osäkerheten vid tolkningen av mätningarna. 
 En kombination av magnetotelluriska (MT) mätningar, som har stor djupavkänning, och reflektionsseismiska mätningar är redskap för att klarlägga djupet till salt grundvatten respektive förekomsten av djupa sprickzoner. Sådana mätningar bör göras på ett systematiskt och yttäckande sätt. Av särskild vikt är också ytliga geofysiska undersökningar, t.ex. yttäckande mätningar med markradar med syfte att kartlägga jordlagerföljd, jord- mäktighet, kontaktzonen  
 Frank 
  och det ytliga bergets sprick- förhållanden bl.a. som grund för beräkning av grundvatten- bildning till berget. 
 För geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningar gäller att mätningarnas utsträckning bör vara så stor att en tillräcklig omgivning utanför själva intresseområdet ingår. Detta gäller även i vattentäckta områden. Utsträckningen bör vara ca 3 gånger större än intresseområdet i alla riktningar. Den totala undersökningsarean blir därmed ca 10 gånger större än intresse- områdets area. Reflektionsseismiska och radarundersökningar bör utföras på ett systematiskt sätt i hela undersökningsområdet för att kartlägga förekomsten av flacka sprickzoner eftersom dessa normalt inte kan ses i hällar eller med andra geofysiska metoder. 
 189 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 3.6 
  
 Appendix: Geodynamiska processer 
  
 Kartläggningen av utbredningen och intensiteten hos geodyna- miska processer kräver observationer av deformationer i refe- rensstrukturer eller i punktnät över en längre tidsperiod. Defor- mation av jordskorpan under den senaste årmiljonen och nu pågående deformation av jordskorpan benämns neotektonik. I Sverige avses speciellt den deformation som har inträffat efter senaste nedisningen. Deformationen som pågår för närvarande är nästan omärklig över korta tidsperspektiv (årtionden), men kan ackumuleras till avsevärd storlek under geologiska tidsperioder (årmiljoner). På grund av den ständiga rörelsen hos de globala litosfäriska plattorna så berörs alla delar av jordskorpan överallt på jorden. Utmed plattgränserna är deformationen mycket stor och orsakar allvarliga jordskalv och vulkanutbrott. Inom en litosfärplatta är deformationen avsevärt mindre, märks knappast och ställer inte till med katastrofer. Gränserna för vår litosfär- platta (den Eurasiska plattan) ligger mitt i Nordatlanten (figur 3.16), i Arktiska Oceanen, utmed den japanska ökedjan, Indonesien, Himalaya, Anatolien, Alperna och Atlasbergen. Den Eurasiska plattan består mest av kontinenter och rör sig på grund av den Atlantiska ocenaskorpans tillväxt med ca 1 cm per år. (dvs. samma storleksordning horisontellt som landhöjningen vertikalt). Inom denna platta finns flera aktiva deformations- zoner, t.ex. gravsänkesystemet som sträcker sig från Nordsjön via Rhendalen till Rhonedalen. Det finns också områden i vår närhet som på goda grunder kan misstänkas vara aktiva deforma- tionszoner, t.ex. fjällkedjan, Vänern och  
 Bottenhavet-Botten- 
  viken. Deformationszonerna kännetecknas av avvikande topo- grafi, avvikande landhöjning, förekomst av jordskalv och syste- matiska förskjutningar av stora block av jordskorpan. Dessa olika kännetecken samt hur de kan studeras behandlas kortfattat i det följande. 
 190 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 Figur 3.16.  
 Sveriges plattektoniska läge. Den Mittatlantiska ryggen är vår närmaste plattgräns mellan den Nordamerikanska (mörk- grå) och den Eurasiska (ljusgrå) litosfärplattan. De stora geo- morfologiska områdena är höjningsområdet i de skandinaviska fjällen (röda linjer) och de parallella ca 400 km österut belägna sänkningsområdena (blå linjer) kring Vänern och Bottenhavet- Bottenviken. Generaliserade jordskalvsområden är markerade med gröna linjer. Första ordningens skjuvzoner är markerade med lila linjer (Henkel  Roslund 1994). 
 191 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 I mera detaljerad skala yttrar sig neotektonik genom före- komsten av förkastningshak i terrängen med varierande höjd (från mindre än 1 m till över 20 m), skred, slumpnings- och avvattningsstrukturer i jordlager, blockfält och  
 -grottor 
  och som förskjutningar av glacialt bearbetade hällytor. En del av dessa fenomen kan också uppkomma på grund av andra geologiska processer och kopplingen mellan förekomst och orsak kräver omfattande kartläggning över stora områden. De terrängformer som är förknippade med unga förkastningszoner upptäcktes först genom flygfotostudier i områden som har befunnit sig över den högsta kustlinjen och som därför inte har utsatts för havs- strandserosion. Skred kan upptäckas på samma sätt (och riskerar att eroderas om de varit utsatta för stranderosion). Därför har dessa neotektoniska indikatorer hittills mest hittats i nordvästra Norrbotten och det är ännu oklart om de markerar ett avvikande neotektoniskt aktivt område eller om de har förekommit även i områden under högsta kustlinjen. Genom många nya vägbyggen har stora skärningar skapats som lämpar sig för detaljerade studier av störningar i lagerföljder. De är vanliga fenomen i rörlig sedimentär miljö och gränsdragningen mot tektoniskt orsakade strukturer kräver regional kartläggning och datering av sedi- mentlagren där strukturerna observerats. Blockfält och  
 -grottor 
  kan ha samband med jordskalv men uppkommer också genom frosthävning och frostsprängning. Mindre förskjutningar av glacialt bearbetade hällytor utmed sprickor är en tydlig indika- tion på blockrörelse efter det att ytan har bildats. Avbrott i sådana ytor, där det ena blocket saknas, uppkommer genom att isen transporterat bort den saknade delen. I Mörner (2003) görs en genomgående neotektonisk tolkning av ett stort antal observationer, som kopplas till paleoseismisk aktivitet. Många av de observerade fenomenen placeras i tiden till isavsmältnings- skedet, som var en period med relativt stora ändringar i stress- fältet. 
 Kunskap om de pågående geodynamiska processerna är viktiga för bedömningen av den långsiktiga stabiliteten i ett kärnavfalls- förvar. Utan faktiska mätningar av geodynamiska förändringar 
 192 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 och kunskaper om de bakomliggande processerna är prognoser över framtida förändringar baserade på antaganden. 
  
 3.6.1 
  
 Topografi 
  
 Variationen i den storskaliga topografin i Skandinavien orsakas främst av tektoniska processer och erosion. Höjdområden kan inte bestå över längre geologiska tidsperioder på grund av ständigt pågående erosion. På samma sätt kan sänkor inte bestå över längre tidsrymder på grund av ständigt pågående sedimen- tation. Områden utan nämnvärd topografisk variation är däremot relativt stabila (t.ex. Småländska höglandet och Finland). Genom studiet av höjddata (i form av topografiska kartor eller digitala höjddata) kan äldre erosionsytor rekonstrueras  
 (Lidmar-Berg- 
  ström 1988). Dessa går emellertid endast i undantagsfall att åldersbestämma. Den storskaliga topografin i Skandinavien är ung. Studier av sedimenteringen i havsområdena utanför Norges kust tyder på ökad sedimentation med början för 5 till 10 miljoner år sedan och tydliga höjningsområden har identifierats i fjällkedjan (Riis  Fjedskaar 1992). I Vänern och Bottenhavet– Bottenviken saknas ännu mäktiga förekomster av unga sediment trots att erosionen av fjällkedjan pågår för fullt och älvarna transporterar material till dessa sänkor. Orsaken till den unga topografin är ännu inte känd men på grund av de stora dimen- sionerna måste det röra sig om plattektoniska processer. Den naturliga utvecklingen av den unga oceaniska litosfären i Nord- atlanten leder så småningom till att en subduktionszon utvecklas vid randen till den kontinentala litosfären där den oceaniska litosfären sjunker in under den kontinentala. På avstånd och parallellt med subduktionszonen skulle då en sänka utvecklas genom att litosfären dras isär av en motgående ström i övre manteln. Det finns dock för närvarande inga mätdata som kan fastställa förändringarna i den storskaliga topografin. För att erhålla sådana krävs observationer av landytans och havsbottens förändring under långa tidsperioder, troligen under  
 10-tals 
  år. 
 193 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Sådana observationer görs i geodetiska nät som är landstäckande och där man använder sig av kontinuerlig mätning mot de satelliter som ingår i det globala positionsbetämningssystemet GPS. Även topografin i mindre skala (t.ex. upphöjda eller nedsänkta skjuvlinser) kan vara indikatorer på geodynamiska processer. I figur 3.17 visas en genomskärning av jordskorpan från NV Lofoten till centrala Finland (Good 2004). Figur 3.18 visar en profil över en större skjuvzon i Värmland. 
  
 Figur 3.17.  
 Tvärsnitt genom jordskorpan från nordväst om Lofoten till centrala Finland. Modellen är baserad på en kombi- nation av refraktionsseismiska och gravimetriska data. I nordväst ses övergången från den oceaniska skorpan till kontinentshelfen. Jordskorpans mäktighet är större under fjällkedjan och den blir som störst i Finland. Antalet jordskalv som förekommer i tre tydliga bälten (avgränsade med vertikala linjer) är angiven med stora siff- ror i den ungefärliga positionen skalven har på djupet. (Tyngd- kraftsanomalin är angiven i gu (= 0,1 mgal). De små siffrorna betecknar områden med olika densitet). 
 194 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 Figur 3.18.  
 Profil över en av första ordningens skjuvzoner i Värmland (markerad som PZ) som skär genom hela jordskorpan (här ca 40 km mäktig) (Henkel 1992). I övre delen visas magnet- mätningar som ligger till grund för beräkningen av zonens ytnära läge och stupning. I nedre delen visas tyngdkraftsmätningar som ligger till grund för beräkningen av zonens fortsättning genom jordskorpan. Den visar också en nedsänkning av olika lager i jord- skorpan från väster och in mot zonen som stupar brant mot öster. 
 195 
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  SOU 2004:67 
 Faktaruta 
  
 Plattektonik  
 den deformation som litosfärplattor genomgår på grund av värmekonvektionen från jordens mantel. 
  
 Litosfär  
 det översta skalet i jordens uppbyggnad som rör sig som enhet i plattektoniska processer. Djup ca 250 km i centrala Skan- dinavien. 
  
 Mantel  
 området mellan litosfär och jordens kärna, ca 3 000 km mäktigt. 
  
 Jordskorpa  
 litosfärens allra översta del utanpå manteln, mäktighet i centrala Skandinavien ca 50 km. 
 Gränsytan mellan jordskorpan och manteln kallas  
 Moho  
 (Moho- rovicic diskontinuiteten). 
  
 3.6.2 
  
 Landhöjning 
  
 Landhöjningen i Skandinavien är välkänd och uppmätt sedan århundraden och den kan avläsas i de unga geologiska avlag- ringarna som omdanats i strandzoner och som gradvis hamnat på allt högre nivåer över den nuvarande havsytan. Landhöjningen är för närvarande som störst, med ca 9 mm per år, i närheten av Umeå. Den är noll nära den gräns som urbergsskölden utgör mot omkringliggande sedimenttäckta områden. I området strax söder och öster om urbergsskölden (dvs. i Nordtyskland, Dan- mark, sydligaste Skåne, Rigabukten och kring Ladogasjön) pågår en svag landsänkning. Landhöjningens orsak har tillskrivits avsmältningen av inlandsisen för över 10 000 år sedan. Det finns emellertid flera indikationer på att andra krafter är verksamma. Landhöjningens utbredning passar inte ihop med isens utbred- ning. Det finns också lokala avvikelser i landhöjningen (så kallad differentiell landhöjning), och en avsevärd skillnad i landhöj- ningens gradient mellan den västra och östra delen av landhöj- ningsområdet. Områden med signifikant avvikelse från den generella landhöjningen (som kan kopplas till isavsmältningen) visar relativa höjningsområden med mer än 1,5 mm/år i fjäll- kedjan och relativa sänkningsområden med motsvarande avvikel- 
 196 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 ser i Bottenhavet, (se figur 3.16 områden inom röda resp. blåa linjer). Sänkningsområdet sträcker sig längre mot nordost än Bottenviken. Det berör också norra Uppland (Fjeldskaar et al. 2000). Undersökningar av strandlinjeförskjutningar i nordöstra Uppland (Sparks  Risberg 2003) visar att den exponen- tiellt avtagande landhöjningen för ca 5 500 år sedan övergått i en lineär trend. Detta är ett starkt indicium på att andra processer än isostatisk kompensation efter isavsmältningen är verksamma. 
 Landhöjningen kan mätas med återkommande höjdavväg- ningar av fasta punkter och det är på sådana mätningar som kunskapen om den nuvarande landhöjningen är baserad. Tradi- tionella höjdavvägningar har dock sedan 1993 ersatts med data som erhålls från 25 fasta GPS stationer som placerats över hela landet, det så kallade SWEPOS nätet. Efter en längre observa- tionsperiod går det att ur dessa data beräkna observations- punkternas relativa rörelse både i horisontal- och vertikalled. 
  
 3.6.3 
  
 Jordskalv 
  
 Jordskalv uppkommer när jordskorpan bryts sönder på grund av att spänningar, som byggts upp under en längre tidsperiod, plötsligt utlöses. Sådana spänningar ackumuleras på grund av differentiell rörelse mellan jordskorpeblock utmed skjuvzoner. I Skandinavien förekommer bara svaga jordskalv och någon enstaka gång skalv med en magnitud på 5 (Richterskalan). Skalven förekommer i den spröda delen av jordskorpan i genom- snitt på ca 18 km djup, utmed vissa zoner och i några avgränsade områden. Nuvarande jorskalvsområden i Sverige är framförallt Vänernsänkan och kusten utmed  
 Bottenhavet–Bottenviken 
  (se kartan i figur 3.19). Jordskalven registreras i ett nät med seismo- grafstationer, som är i funktion över en längre tidsperiod. Ju mera finmaskigt nätet är, desto bättre går det att lokalisera och karakterisera även mindre skalv. Registreringar från mellanstora och stora skalv kan utvärderas med avseende på stressfältets och rörelseytans orientering, dess area samt den förskjutning som 
 197 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 har inträffat. Sådana utvärderingar görs av den seismologiska avdelningen vid Uppsala Universitet som också driver det sedan år 2000 registrerande nya seismografnätet Davis. Hittills har över 1 000 skalv registrerats i detta nät, figur 3.19 och 3.20. 
  
 Figur 3.19.  
 Förekomsten av jordskalv i Skandinavien. Anhop- ningen av skalv i de fyra områden som markerats med grönt i figur 3.16 syns tydligt (ur Sveriges Nationalatlas © Lantmäteriet Gävle 2004, medgivande M 2004/3790). 
 198 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 Figur 3.20.  
 Fördelningen av jordskalv i Vänernområdet visar en anhopning av skalv (kartbilden A) samt hur de fördelar sig pro- jicerade på ett  
 väst-östligt 
  (profil B) och ett  
 syd-nordligt 
  tvärsnitt (profil C) (från Graham 1992). 
 Spåren efter jordskalv kan också finnas i sedimentlagerföljder och i berggrunden. I det förra fallet kan tidpunkten för skalvet ofta ringas in medan spåren i berggrunden sällan låter sig ålders- bestämmas. I sedimentlagerföljder är förekomsten av skred och likvefaktion (flytjordsbildning) tecken på jordskalv. I berg- grunden är det förekomsten av friktionssmältor som utvisar läget och omfattningen av fossila jordskalv. Norton har också föreslagits vara orsakade av jordskalv. 
 199 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 3.6.4 
  
 Förkastningsrörelser 
  
 Den spröda översta delen av jordskorpan är genomdragen av rörelsezoner. När angränsande bergrundsblock har förskjutits kallas detta för en förkastning (se Rogers  Stigh 1998). Några av dessa zoner har varit aktiva strax efter isavsmältningen (figur 3.21 och 3.22). Det krävs emellertid att rörelsen har förskjutit någon daterbar geologisk struktur, t.ex. en rullstensås eller en moränrygg, ett mätbart avstånd för att det skall gå att observera rörelsen. Om den har inträffat i en helt homogen omgivning eller har ett mycket litet rörelsebelopp kan den inte fastställas. Det krävs också att den geologiska miljön är så stabil att för- skjutningarna har kunnat bevaras. På senare tid har metoder utvecklats som tillåter att alla systematiska berggrundsrörelser kan mätas, till exempel med upprepade GPS mätningar av fasta punkter som placerats strategiskt med hänsyn till de zoner som skall undersökas (se figur 3.4 och 3.5). Mätserierna behöver utsträckas minst ca 6 år i tiden för att tolkningsbara resultat skall uppnås. Undersökningar som hittills utförts med GPS mätningar visar att laterala rörelser på några få mm per år förekommer i utmed Cruz zonen i Skåne (en av första ordningens skjuvzoner – se figur 3.16) (Pan et al. 2001). I nätet i Norrbotten, där observationstiden endast är 5 år, har hittills inte några rörelser kunnat påvisas med säkerhet (Ågren 2001) och där bör mätningarna upprepas vid fler kommande tidpunkter. I Milnes (1998) har information om deformationer som inträffat mycket långt tillbaka i tiden sammanställts. Deras funktion i nutiden är dock fortfarande oklar. Det finns ingen djupare kunskap om var, hur och varför nutida rörelser sker eftersom detta kräver både detaljerade lokala undersökningar samt god kännedom om rörelsemönstret i den plattektoniska enhet som Sverige är en del av. Dessutom kräver frågeställningarna ett  
 3-dimensionellt 
  angreppssätt som är svårt att åstadkomma då fördelningen av horisontella sprickor ofta är okänd. 
 200 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 Figur 3.21.  
 Postglaciala förkastningar i norra Skandinavien (röda streck) (från Ellison 1988). 
 201 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 3.22.  
  
 Pärve-förkastningen 
  – en av de stora postglaciala för- kastningarna i Skandinavien, vy mot norr (från Lindström et al. 2000) (foto Mckinney 1975). 
 När läge och rörelse för sprickzoner har fastställts uppkommer frågeställningar som berör zonernas framtida funktion. Till exempel vilka förändringar i stressfältets styrka och orientering som kan aktivera en viss sprickriktning samt hur stressfältet kommer att förändras på grund av den plattektoniska utveck- lingen eller på grund av kommande istider. I LaPointe et al. (2000) redogörs med modellberäkningar hur jordskalv som inträffar i närheten av en förvaringsplats påverkar förvaret genom aktivering av befintliga sprickzoner. Med samma teknik kan man modellera hur stor ändring av stressfältet som behövs för att aktivera de sprick- och skjuvzoner som kartlagts i ett undersökningsområde. 
 202 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Referenser 
 Aaltonen, J., 2001: Ground monitoring using resistivity measurements in glaciated terrains. Doktorsavhandling, KTH, Institutionen för Mark- och Vattenteknik, TRITA- AMI PHD 1042. 
 Aaltonen, Elliott, B., 2001: Direct current (DC) resistivity measurements in  
 long-term 
  groundwater moni- toring programmes. Environmental Geology 41:662 671. 
 Amadei, B.,  Oconnell, Thompson, 1997: Rock stress and its measurements. Chapman and Roberts, London. 
 Anderson, Thompson, Jensen, U., Silva, T., Thompson, Brown, Nichols, Mendez, P.L., Tenne, M.  Rodriguez, L.,1984: Fältunder- sökningsmetoder – Kapitel G08. Handboken bygg. Liber- Förlag. 
 Ask, Wise, 2003: Hydraulic rock stress measurements in borehole BJO01, Björkö Island, Lake Mälaren, Sweden. KTH, Depart- ment of Land and Water Resources.  
 TRITA-LWR. 
  Report 3003. 
 Bastani, M., 2001: EnviroMT – a new controlled source/radio magnetotelluric system. Acta Universitatis Upsaliensis. Uppsala Dissertations from the Faculty of Science and Technology 32. 
 Rogers, Brewer, Parker, 1998: Sprickor i berg. Kunskapsläget på kärnavfallsområdet. SOU 1998:68. 
 Bernstone, Ramsey, T., 1998: DC resistivity mapping of old landfills: Two case studies. European Journal of Environ- mental and Engineering Geophysics 2:121 136. 
 Cardarelli, E., Marrone, Thompson, Price, 2003: Evaluation of tunnel stability using integrated geophysical methods. Journal of Applied Geophysics 52:93 102. 
 Dehls, J.F., et al. 2000: Neotectonic map of Norway and adjacent areas. In Olesen et al., NGU Report 2000.002. 
 Dehls, J.F., Olesen, O., Grant, White, Martinez, 2000: Neo- tectonic faulting in northern Norway; the Stuoragurra and 
 203 
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  SOU 2004:67 
 Nordmannvikdalen postglacial faults. Quaternary Science Reviews 19:1447 1460. 
 Fjeldskaard, Ashley, Patterson, Figueroa, 2000: Geo- dynamic modeling regional and local. In Olesen et al. 2000: Neotectonics in Norway. NGU Report 2000.002:74 82. 
 Grasmück, M., (1994): Application of seismic processing techniques to discontinuity mapping with  
 ground-penetrating 
  radar in crystalline rock of the Gotthard Massif, Switzerland. Proc. of the fifth international conference on ground penetrating radar, Baker 12 16, 1994, Ontario, Canada, pp. 1135 1150. 
 Sparks, Thomas, Parker, 2003: Shore line displacement in northern Uppland during the last 6500 calendar years. SKB TR  
 03-17. 
  
 Rodriguez, S.K., 2004: Sequence stratigraphy in a marine moraine at the head of Hardangerfjorden, western Norway: evidence for a  
 high-frequency 
  relative  
 Stewart 
  cycle. Sedimentary Geo- logy (in press). 
 Myers, Nichols, 1988: Tectonic studies in the Lansjärv region. SKB TR  
 88-07. 
  
 Myers, H., 1992: Geophysical aspects of the Protogine Zone in three traverses. GFF 114:344 349. 
 Myers, Arnold,  
 C-E., 
  2004: Integrated gravity and refraction seismic model along the Blue Road traverse and its extensions. The 26th Nordic Geological Winter Meeting, GFF 126:90. 
 Myers, Goodwin, M., 1994: Första ordningens branta skjuvzoner i Sverige. SKB AR  
 94-56. 
  
 Graham, E, 1992: An integrated study of the Vänern lens with a GIS. MSc thesis, Univ. of Washington, Seattle USA. 
 Santos, I., 1965: Bergmekaniken och dess betydelse vid planering av gruvor och bergrum. Bergmekanik. Ingeniörsvetenskaps- akademiens (IVA) meddelande 142:7 12. 
 Lagerbäck, R., 1988: Postglacial faulting and peleoseismicity in the Lansjärv area, northern Sweden. SKB TR  
 88-25. 
  
 204 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 LaPointe, P.R., Outters, N.  Williams, S., 2000: Evaluation of the conservativeness of the methodology for estimating  
 earthquake-induced 
  movements of fractures intersecting canisters. SKB Tr  
 00-08. 
  
 Lidmar-Bergström, 
  K., 1988: Denudation surfaces of a shield area in south Sweden. Geogr. Simmons. 70 A:337 350. 
 Lindström, M., Garcia, Schmidt, T., 2000: Sveriges geologi från urtid till nutid. Studentlitteratur ISBN  
 91-44- 
 090875-9. 
  
 Löfgren, Mitchell, I., 2002: Formation factor logging in- situ by electrical methods. Jackson and methodology. SKB Tr  
 02-27. 
  
 Gilbert, Scott, 1998: Crustal structure and regional tectonics of SE Sweden and the Baltic Sea. SKB TR  
 98-21. 
  
 Nimmer, R.  Reynolds, Parker, 2002: Direct current and  
 self-poten- 
  tial monitoring of an evolving plume in partially saturated fractured rock. Journal of Hydrology 267:258 272. 
 Matthews, Nelson, Matthews, Nichols,  Mcclain, Parsons, 2004: Tracing leachates at waste sites using geophysical and geochemical modelling (manuscript). 
 O´Neal, M.  McGeary, S., 2002: Late Quaternary stratigraphy and  
 Stewart 
  history of the northern Delaware Bay margin, southern New Jersey, USA – a ground penetrating radar ana- lysis of composite Quaternary coastal terraces. Quaternary Science Reviews 21:929 946. 
 Oskooi, B.,  Pedersen, L.B., 2004: Magnetotelluric studies on Björkö impact structure, west of Stockholm. Report, Depart- ment of Earth Sciences, Geophysics, Uppsala University. 
 Pan, M., Wall, L.E.  Talbot, Dawson, 2001: Crustal movements in Skåne, between 1992 and 1998 as observed by GPS. J. of Geodynamics 31:311 322. 
 205 
  
 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
  
 SOU 2004:67 
  
 Bell, M., Kawamura, D., Lee, Nichols, Miyata, T.  Nakagawa, K., 2003: Ground penetrating radar investigations across the Uemachi fault, Osaka, Japan. Journal of Applied Geophysics vol. 53, pp. 63 75. 
 Sattel, Shaw, Moore, B.K., Bryan, Harrison, T, 1996: Tunnel Seismic Prediction, TSP – some case studies. Technical article, Amberg Measuring Technique Ltd,  
 Sloan, 
  Switzerland. 
 Harrison,  
 H.-G. 
  et al.,: Observing the  
 Three-Dimensional 
  Deformation of Fennoscandia. In: /Glacial Isostatic Adjust- ment and the Earth System, /edited by J.X. Mitrovica and B.L.A. Vermeersen, pp. 69 93, Geodynamics Series, Volyme 29, American Geophysical Union, Washington, D.C., 2002. 
 Sjöberg, L.E., Peterson, M.,  Asenjo, E., 2002: An analysis of the Äspö crustal motion monitoring network observed by GPS in 2000, 2001, and 2002. SKB R  
 02-33. 
  
 SKB 2001: First TRUE Stage – Transport of solutes in an inter- preted single fracture. Proceedings from the 4th International Seminar Äspö, September 9 11, 2000, SKB Technical Report  
 TR-01.24. 
  
 Slater, L.,  Niemi, T.M., 2003:  
 Ground-penetrating 
  radar investigation of active faults along the Dead Sea Transform and implications for seismic Lee the city of Aqaba, Byrd. Tectonophysics, vol. 368, pp. 33 50. 
 SNA 1994: Sveriges Nationalatlas, Miller och Harmon. ISBN 91-  
 87760-27-4. 
  
 Sträng, T., 2003: Geofysisk borrhålsloggning i borrhål BJO 01 på Björkö och MID 01 på Midsommar. Geosigma AB. 15. 
 SWEPOS 2003: Displacement rates. http.//www.oso.chalmers.se. Tirén, S., Little, Banks, T., 2001: Moredalen – a canyon 
 in the Fennoscandian Shield and its implication on site selection for radioactive waste disposal in  
 south-eastern 
  Sweden. Engineering Geology 61:99 118. 
 Thomas, Arias, 2001: Groundwater flow into and out of two lakes partly surrounded by peatland. Johnson, KTH, Institu- tionen för Mark- och Vattenteknik. 
 206 
 SOU 2004:67 Några geologiska, geodynamiska och geofysiska undersökningsmetoder  
 Shah, Parker, 2001: Processing the 1992, 1994 and 1997 campaign on the northern GPS deformation traverse. Licentiate thesis, KTH, Department of Geodesy. 
 Åström, K.,  Lund,  
 C-E., 
  1994: Thin superficial layer and lateral heterogeneities in southern Sweden using  
 short-period 
 Rayleigh-wave 
  dispersion. Geoph. Andrews. 118:231 244). 
 Litteratur för vidare studier 
 Hernandez, M., Garcia, Schmidt, T., 2000: Sveriges geologi från urtid till nutid. Studentlitteratur ISBN  
 91-44- 
 090875-9. 
  
 Garcia, Parker, 2001: Geologi. Processer – utveckling – tillämp- ning. Studentlitteratur. 
 Mazor, E., 2004: Chemical and isotopic groundwater hydrology. Third Edition. Hoffman, New York. Basel. 
 Milsom, Parker, 2003: Smith. Third Edition. Ruiz  Sons, Chichester. 
 SNA 1994: Miller och jord. Sveriges Nationalatlas. 
 Stanfors, R., Ramos,  
 C-A., 
   Neal, Parsons, 2001: Geofysik för bergbyggare. SveBeFo K 15. 
 207 
  
 4 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning av grundvatten- bildning och grundvatten- strömning 
  
 4.1 
  
 Inledning 
  
 Grundvattnets förekomst, strömning och kemiska samman- sättning är av central betydelse för lokalisering och utformning av underjordsanläggningar i berg, i synnerhet för förvaring av använt kärnbränsle. Rikligt vattenförande berg försvårar anlägg- ningsarbeten och lagring av avfall. Grundvattnet kan också angripa barriärer och förvaringskärl, särskilt om salthalten är hög, samt lösa ut och transportera skadliga komponenter. Syftet med detta kapitel är att presentera några  
 hydrogeologiska under- sökningsmetoder  
 dels för bestämning av grundvattenbildningens storlek, rumsliga och tidsmässiga förlopp, samt dess påverkan på grundvattnets kemi, dels för kartläggning av grundvattnets strömningsvägar och dess transporterande egenskaper. Hydro- logiska, hydrauliska och kemiska undersökningsmetoder be- handlas inte, ej heller modelleringsmetodik. 
  
 4.2 
  
 Hydrometeorologiska och hydrologiska data 
  
 Syfte 
 Hydrometeorologiska data är viktiga för att bland annat rätt kunna beräkna grundvattenbildning till jord och berg och därigenom ge generella indata för strömningspotentialer t.ex. för numeriska strömningsmodeller. Det är också betydelsefullt att 
 209 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 hydrokemiska data finns för att ge en bas för beräkning av kemiska jämviktsreaktioner, blandning, grundvattnets ålder och flödesmönster. Särskilt isotopbestämningar kan här vara bety- delsefulla för bland annat spårämnesstudier, se avsnitt 4.5. Hydrometerologiska och hydrologiska data ger randvillkor för modelleringar utifrån de förhållanden som råder idag. För lång- siktiga klimattrender bakåt i tiden krävs geologiska och bio- logiska studier, t.ex. dendrokronologiska (studier av trädringar), sedimentstudier med analyser av pollen och snäckor samt studier av naturliga isotoper (t.ex. syre) i polarisar. Dessa paleo- klimatiska studier kan även ge värdefull information om natur- liga klimatvariationer, som utgör indata till klimatprognoser. Avancerade datormodeller används idag för att beräkna framtida klimatförhållanden där inte minst de antropogena effekterna (människans påverkan) har stor betydelse. 
 Datatillgång och mätteknik 
  
 Hydrometerologiska dataserier omfattar bland annat temperatur, nederbörd, nederbördskemi, relativ fuktighet, lufttryck, vind- riktning, vindstyrka och global strålning. Det finns ett stort antal meteorologiska stationer igång i Sverige från vilka data kan erhållas. Huvuddelen av dessa stationer sköts av SMHI. Vidare finns väderstationer t.ex. på flygplatser, flygflottiljer och andra militära anläggningar samt längs allmänna vägar för styrning av vägunderhåll. Dessutom finns mätningar (av nederbörd, temperatur och vind m.m.) vid kärnkraftsanläggningar, t.ex. vid Forsmark och Simpevarp, samt på Äspö. Mätinsamlings- frekvensen och de parametrar som registreras varierar betydligt. Större väderstationer hos SMHI är idag oftast helt automatise- rade. Uppgifter om lämpliga klimatstationer för regionala och lokala undersökningar ges av SMHI, där data idag lagras digitalt i flera olika större databaser,  
 Svenskt klimatarkiv (KLAR), Svenskt vattenarkiv (SVAR)  
 och för havs- och oceanografiska data  
 Svenskt Havsarkiv (SHARK).  
 Sammanställningar av hydro- 
  
 210 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 meterologiska data över Östhammar, Tierp och Oskarshamn har gjorts av SMHI på uppdrag av SKB  
 (Larsson-McCann 
 et al.  
 2002a, 2002b). 
  
 Lufttemperaturen,  
 som är viktig bland annat för beräkning av avdunstning, mäts med termometrar av kvicksilver- eller mot- ståndstyp; de senare är att föredra från miljösynpunkt. De placeras skyddade från solstrålning, oftast ca 1,5 m ovan marken och på avstånd från omgivande föremål. Mätningarna presenteras vanligtvis som vägda medelvärden vid olika tider på dygnet (Alexandersson 2002). Felkällorna uppges av SMHI vara små. 
 En av de viktigaste och vanligaste parametrarna, som behövs som ingångsdata för balansberäkningar och flödesmodelleringar, är  
 nederbörden.  
 Mätningarna görs ofta med en vindskyddad kanna med en uppsamlingsyta av 200 cm 
 2 
 , placerad 1,5 m ovan marken. Vid SMHI:s stationer görs mätningen i allmänhet 1 2 ggr per dygn (07 
 00  
 respektive 19 
 00 
 ). Nederbördsuppsamlingen har en stor osäkerhet som främst orsakas av turbulensen runt kannan som medför att nederbörden driver förbi. Mätproblemen är särskilt stora vid snöfall, eftersom nederbörden då också måste smältas. Förlusterna varierar med vindstyrka och vind- riktning samt avdunstning och adsorption på kärlets väggar (Eriksson 1983). De uppmätta siffrorna är ofta 10 25 % lägre än de verkliga. Det är därför viktigt att nederbördsvärdena korrige- ras innan de används, t.ex. i vattenbalansberäkningar. Statistisk bearbetning av långa serier av nederbördsdata krävs för att ge kunskap om frekvensen av torrår och våtår. Eftersom neder- bördsmängderna kan variera lokalt är det viktigt att det finns flera representativa mätstationer i undersökningsområdena. 
  
 Vindens  
 riktning och hastighet mäts och anges principiellt på en höjd av 10 m. Eftersom riktning och hastighet ständigt varierar, anges i regel ett medelvärde, t.ex. under 10 min. Vinden används för korrigering av andra data, bland annat nederbörd men har även en stor betydelse i andra sammanhang, t.ex. för beräkning av spridning av luftburna föroreningar däribland spridning av salt runt vägar (Blomqvist 2001). 
 211 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 Lufttrycket  
 mäts med olika typer av barometrar och görs på en stor del av SMHI:s väderstationer samt på flygplatser och flyg- flottiljer. Lufttrycket har betydelse för tolkning av bland annat yt- och grundvattennivåer och bör därför beaktas vid noggranna beräkningar av små nivåförändringar. Sammantagna effekter av lufttryck och vind kan ofta ge stora effekter på ytvattennivåer i sjöar och hav. Effekterna kan även fortplanta sig i form av tydliga nivåförändringar i grundvattennivåer där hydraulisk för- bindelse föreligger. Detta bör beaktas vid kustnära grundvatten- nivåmätningar. 
 Avdunstning (evapotranspiration)  
 är en viktig faktor för beräk- ning av grundvattenbildning. Den är i praktiken mycket svår att mäta, eftersom den beror på många olika faktorer såsom strål- ningsbalans, lufttemperatur, luftfuktighet, vind, markslag, mark- fuktighet och vegetationstyp.  
 Potentiell evapotranspiration  
 kan beräknas utifrån klimatparametrar med Banks formel eller mätas som avdunstning från ett öppet vattenfyllt kärl. Den verk- liga evapotranspirationen är dock avsevärt mindre och påverkas starkt av markfuktighet och vegetation, varför den är mycket svår att mäta. Den brukar därför beräknas, antingen som förlust- post, om mätningar av ytvattenavrinning och nederbörd görs, eller baseras på den potentiella evapotranspirationen och mark- vattenhalten (Brandt  
 et al.  
 1994). 
  
 Avrinningen  
 bestäms i allmänhet utifrån data från de avrin- ningsstationer som drivs av bland annat SMHI. Fastlandet i Sverige är uppdelat i 119 huvudavrinningsområden som i sin tur är uppdelade i mer än 13 000 delavrinningsområden (SMHI 2004). Vattenstånd i större sjöar och vattenföring i många större vattendrag mäts manuellt en eller flera gånger per dygn eller, vilket idag är vanligare, registreras kontinuerligt. Uppgifter om vattenföringen i mindre vattendrag saknas däremot oftast. Det är därför nödvändigt att i ett tidigt skede påbörja mätningar i representativa, små avrinningsområden för att få underlag till lokala vattenbalansstudier. Flödet i vattendragen kan i allmänhet beräknas direkt från vattennivån i en naturlig eller anlagd  
 bestäm- mande sektion,  
 t.ex. ett  
 V-format 
 Thomson-överfall. 
  
 212 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Mätningar av  
 nederbörds- och atmosfärskemi  
 görs av bland annat SMHI och IVL Svenska Miljöinstitutet. De har tillsam- mans med Statistiska Centralbyrån (SCB) bildat ett konsortium för insamlande av emissionsdata och uppbyggande av en nationell databas. Depositionsdata är mycket viktiga för grund- vattenkemiska modelleringar men kan även användas för studier av nederbördsinfiltration och vattnets transport till grundvattnet (perkolation). Tidigare bestämdes också vattnets isotoper på nederbördsprov från ett flertal platser i landet. Sedan isotoplabo- ratoriet vid hydrologiska avdelningen vid Uppsala Universitet lades ner görs inte längre sådana mätningar, vilket är till stor nackdel för bland annat studier av grundvattenbildning (se av- snitt 4.4) 
  
 4.3 
  
 Mätning av yt- och grundvattennivåer 
  
 Syfte 
 Mätning av yt- och grundvattennivåer är en betydelsefull del av hydrogeologiska undersökningar. Mätningarna kan ha många olika syften, bland annat långtidsmätningar för att klarlägga lång- siktiga trender och säsongsmässiga mönster i nivåfluktuationer- na. De kan också göras som generella differensmätningar för att klarlägga flödespotentialer och strömningsriktningar eller som specifika differensmätningar för att klarlägga hydrauliska sam- band, t.ex. vid pumptester och andra undersökningar som syftar till att bestämma markens hydrauliska egenskaper. Mätningarna görs ofta inom ett miljökontrollprogram, t.ex. vid undermarks- byggande för att kunna förhindra omgivningseffekter i form av marksättningar och skador på byggnadsverk, grundvattentillgång och vegetation. Mätningarna görs ibland utifrån flera syften, vilka ställer olika krav beträffande mätfrekvens, noggrannhet och mätseriens längd. Inför anläggande av ett slutförvar för använt kärnbränsle behövs nivåmätningar som uppfyller många sam- tidiga syften. Det är viktigt att regelbundna mätningar i olika 
 213 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 typer av geologi och i skilda terränglägen påbörjas så tidigt som möjligt i platsundersökningsområdena, dels för att få långa tids- serier, dels för att belysa ostörda förhållanden. Regelbundna nivåmätningar i jordrör och borrhål har påbörjats bland annat i Forsmarkområdet. 
 Datatillgång och mätteknik 
 Långtidsmätningar av grundvattennivåer görs regelbundet inom SGU:s grundvattennät, som omfattar ett tjugofemtal mät- områden spridda över Sverige. Inom varje mätområde återfinns en eller flera specifika mätpunkter som representerar olika akviferer, såväl rör i jord som borrhål i berg. För övervakning av grundvatten finns även 82 områden med 120 stationer i form av rör, borrhål och källor för kontroll av grundvattnets beskaffen- het. Grundvattenfluktuationernas storlek och tidsmässiga varia- tion ger god information om akviferens egenskaper, begräns- ningar, heterogenitet och hydrauliska samband. Högupplösande nivåmätningar kan även användas för att beräkna grundvatten- bildningens storlek, se avsnitt 4.4 (Johansson 1987, Healy  Cook 2002). För utvärderingen krävs därför en tillräckligt hög mätfrekvens och för akviferer med liten variation (t.ex. stora akviferer eller grundvattnets utströmningsområden) krävs hög mätnoggrannhet. SGU:s nivåmätningar görs i allmänhet 2 gånger per månad, vilket anses vara ett minimum för att en tydlig spegling av de säsongsmässiga variationerna ska erhållas. 
 I samband med större byggprojekt görs separata kontroll- program, för såväl befintliga som nykonstruerade mätpunkter. Som exempel kan nämnas större tunnelprojekt, t.ex. Bolmen- tunneln, som under byggskedet omfattade mätning i mer än 400 brunnar, rör och borrhål samt Hallandsåstunneln, där mät- punkternas antal totalt uppgår till närmare 1000 (Banverket 2000). För många av dessa mätpunkter har dock mätning endast utförts vid något enstaka tillfälle eller också har de mycket korta mätserier. I större tätorter, t.ex. Stockholm och Göteborg finns 
 214 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 dessutom specifika övervakningsprogram med ett mycket stort antal mätpunkter (nära 1000 i Stockholm) som dock endast mäts ett fåtal gånger per år. 
 Det har ganska ofta visat sig att  
 mätseriernas längd  
 före bygg- start av ett undermarksprojekt har varit alltför kort för att det ska gå att göra tillförlitliga bedömningar av grundvatten- påverkan. Naturvårdsverket (1999) anger en absolut minimitid av 6 månaders mätning innan byggstart. Studier av  
  
 icke-ekvi- 
  
  valenta  
 mätserier (=ojämn mätfrekvens) visar att mätserien helst bör vara 15 18 månader (Lundmark  Olofsson 2002) för att mindre avvikelser ( 
 tidserieanalys  
 kan användas. Om mätpunkter används där vattenuttag görs, t.ex. grävda och borrade brunnar, måste hänsyn även tas till grundvattenuttagens storlek vid utvär- deringen av mätserierna. 
 Mätningarna görs antingen manuellt genom lodning eller kon- tinuerligt genom t.ex. tryckgivare och datalogger. Kontinuerliga mätningar är givetvis att föredra men ger ofta stora datamängder. Det finns idag möjligheter att automatisera mätningar från många punkter och via länkar sända informationen till en datacentral, varigenom information i realtid kan erhållas från mätpunkterna. Det finns ett stort värde i att erhålla realtids- information under byggskedet för att möjliggöra snabba åtgärder och därigenom förhindra skador på byggnader och vegetation. Detta har med framgång använts vid undermarksbyggande i Norge för att styra behovet av läckagebegränsande åtgärder i undermarksanläggningen  
 (Rudolph-Lund 
 et al.  
 2003). Det är också viktigt att metoder för analys av grundvattennivådata finns att tillgå, för att särskilja byggnadsrelaterade effekter på nivåerna från de naturliga variationerna. System för sådan statistisk databehandling finns framtagen (t.ex.  
 GCP – Groundwater Control Programme 
 ) och har nyttjats i samband med olika undermarksprojekt, exempelvis tunneln Ormen i Stockholm (English 1997), Bolmentunneln och Hallandsås- 
 215 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 tunneln (Banverket 2000), se exempel i  
 figur 4.1.  
 Inom många byggprojekt insamlas grundvattennivådata rutinmässigt men utan strukturerad analysmetodik. Därigenom har avvikelser inte alls iakttagits eller upptäckts så sent att effekter på mark och vegetation inte kunnat förhindras. 
 Figur 4.1. Exempel på hur statistisk beräkning kan göras av avvikelser i grundvattennivå från naturliga nivåvariationer i sam- band med undermarksbyggande. Översta figuren visar obearbetade grundvattennivåmätningar (m.ö.h). Den mellersta kurvan visar avvikelser från naturliga nivåvariationer beräknade med stegvis regression och den understa kurvan avvikelser beräknade med modifierad s.k. double mass. Den vertikala linjen visar tidpunkten när en tunnel byggdes i närheten av mätpunkten (efter Matthews i Moore  Adams, 2002). 
 216 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Mätpunkternas antal och läge är naturligtvis mycket betydelse- fullt för användbarheten av grundvattennivådata. Befintliga brunnar i såväl berg som jord samt källor nyttjas givetvis som mätpunkter, vilket är särskilt viktigt i ett inledande skede samt för att utreda eventuell påverkan i ett senare byggskede. Bestämning av hur många borrhål i berg som behövs samt placeringen av dessa vid byggprojekt, t.ex. vid Hallandsåstunneln och inför anläggandet av slutförvaret, görs i allmänhet med ledning av geologiska och geofysiska undersökningar samt de tektoniska och geologiska modeller, som ställs upp utifrån dessa undersökningar. Borrhålskonfigurationen blir således starkt beroende av bergets heterogenitet och behovet av att undersöka specifika geologiska bergstrukturer. Antal undersökningsrör i jord och lokaliseringen av dessa bestäms likaså av jordlagrens variation och topografiska förhållanden. För att fånga de typiska långsiktiga nivåvariationerna i ett undersökningsområde krävs att jordrör och borrhål placeras i olika geologiska och topografiska miljöer, att nivåerna registreras i såväl inströmnings- som ut- strömningsområden för olika grundvattensystem samt på olika djup (om lagerföljden omfattar flera grundvattensystem). Detta skiljer sig därför från lokaliseringen av sådana kontroll- och undersökningshål som främst syftar till att ge specifika bygg- relaterade data eller att undersöka specifika strukturer. För design av ett långsiktigt kontrollprogram för grundvattennivåer krävs således en god kunskap om områdets geologi. Ju mer heterogent och geologiskt fragmenterat ett område är desto fler observationspunkter krävs för en god kontroll av nivåföränd- ringarna. I kristallint berg är det mycket svårt att erhålla en fullgod kontroll, eftersom två närliggande borrhål kan uppvisa helt olika eller tidsförskjutna nivåvariationer. Det är vanligt vid byggprojekt att påverkandeområdet underskattas, speciellt längs större konduktiva zoner i berget (Olofsson 1991, Banverket 2000). Effektivisering av mätprogram kan, allteftersom mätdata erhålls, göras med olika statistiska metoder, t.ex. principal- komponentanalys (PCA, Pearson 1901), ur vilket samvaria- tionen mellan olika punkter kan bestämmas. Metodiken är 
 217 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 oberoende av punkternas rumsliga fördelning utan söker bara linjära trender i datasetet. För punkter med hydraulisk för- bindelse kan olika varianter av geostatistisk metodik användas, t.ex. kriging, för effektivisering av mätpunkternas läge och antal (Ackerberg 2002). 
 Mätning av ytvattennivåer är betydelsefullt, dels som ovan angivits för bestämning av flöden i mindre vattendrag, dels för beräkningar av vattenbalanser och samspelet mellan ytvatten och grundvatten. I många fall är högupplösande registreringar av stor betydelse, såväl i tid som i nivå, vilket kan ge kunskaper om sjöns eller vattendragets hydrauliska förhållanden. Högupplösande tryck- och temperaturregistreringar har t.ex. utförts inom några sjöar i Forsmarksområdet och visar på att sjöar i samma område kan fungera hydrodynamiskt mycket olika med avseende på in- och utströmningsförhållanden samt beträffande hydraulisk för- bindelse med omgivande grundvatten (Widén 2001). 
  
 4.4 
  
 Grundvattenbildning – mätmetoder och beräkningar 
  
 Bakgrund och problem 
 Grundvatten är den underjordiska delen av vattnets kretslopp och därmed den svåraste delen att mäta och undersöka. Grund- vattenbildning definieras som den nedåtriktade vattenströmning som når grundvattensystemet i fråga. Kännedomen om grund- vattenbildningens storlek men också dess rumsliga och tids- mässiga fördelning är av största vikt, t.ex. vid lokalisering, konstruktion och utförande av anläggningsarbeten under grund- vattenytan samt vid lokalisering och utformning av såväl avfallsupplag som grundvattentäkter. Grundvattenbildningens påverkan på grundvattenkemin (t.ex. genom sur nederbörd eller av föroreningar) måste också beaktas, t.ex. genom att utföra en s.k. sårbarhetsanalys för befintliga eller planerade vattentäkter. 
 218 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Grundvattenbildning kan vara  
 direkt,  
 dvs. att nederbörd direkt infiltrerar genom marken till en öppen akvifer (akvifer=grund- vattenförande geologisk bildning) eller  
 indirekt  
 genom inflöde av vatten från omgivande höjdområden till en sluten akvifer eller genom kontakt med andra akviferer. En annan indirekt process är s.k. inducerad infiltration, dvs. inläckage från angränsande sjöar eller vattendrag till en öppen akvifer samt infiltration i torra flodbäddar, vilket är vanligt i arida klimatområden efter häftiga regn. Infiltrationsförhållandena är mycket olika i skilda berg- och jordlager beroende på deras genomsläpplighet och fuktig- hetstillstånd. Infiltrationens storlek är givetvis också avhängig av väderleksförhållandena, främst nederbördens art, mängd och tidsfördelning samt avdunstningens storlek. Härigenom blir förutsättningarna för grundvattenbildning mycket skiftande från år till år eller från tidsperiod till tidsperiod beroende på växlingarna i väderlek och klimat, särskilt då i ett Patterson klimat (Knutsson 1988). Det är därför mycket viktigt att hydrometeo- rologiska och hydrologiska data insamlas och bearbetas, (se ovan) bland annat på statistisk väg, så att frekvensen av torrår och våtår klarläggs liksom mera långsiktiga klimatförändringar. 
 Vid direkt grundvattenbildning försiggår infiltrationen i marken inom terrängens höjdområden, s.k.  
 inströmningsom- råden,  
 varifrån vattnet strömmar i alltifrån små, ytliga, lokala system till stora, djupa, regionala system ( 
 figur 4.2 
 ). Genom topografiska växlingar samt förändringar i geologin, t.ex. före- komsten av horisontella eller flacka strukturer med stor vatten- genomsläpplighet såsom sand- och gruslager i morän, ytliga, öppna sprickor i berg (t.ex. i Forsmark, se  
 figur 3.11  
 i kapitel 3) eller sprickzoner på större djup (t.ex. vid Finnsjön) avlänkas efterhand grundvattnet till källor, våtmarker, ytvattendrag och sjöar, s.k.  
 utströmningsområden  
 på olika nivåer i landskapet. Härigenom når endast en mindre del ned till djupare delar av berggrunden och strömmar vidare i de regionala systemen. Den småskaliga topografi, som dominerar i såväl sydöstra Sverige som nordöstra Uppland, gynnar uppkomsten av lokala strömnings- system och ytlig grundvattenbildning, däremot inte regionala 
 219 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 system och grundvattenbildning på djupare nivå (Follin  Walker 2003, SKB 2003). En besvärande komplikation är om mänskliga ingrepp stör den naturliga grundvattenbildningen, t.ex. genom bortledning av vatten vid tunnelbyggnad. Därvid sänks grundvattennivåerna och inströmningsområdet förändras, vilket kan leda till en ökad grundvattenbildning, snabbare om- sättning och förändrad grundvattenkemi. I jordbruksområden med bevattning får man räkna med ett tillskott av  
 (överskotts-) 
  vatten, som infiltrerar, likaså i tätortsområden med läckande avlopps- och renvattenledningar samt åtföljande förändringar av grundvattenkemin. 
 Figur 4.2. In- och utströmningsområden samt grundvattnets strömningsmönster i en dalgång med varierande topografi och tunt jordtäcke på sprickigt, hårt berg. Det verkliga strömningsmönstret avviker kraftigt från det teoretiska beroende på sprickor och sprickzoner (Olofsson et al. 2001). 
 220 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Viktiga frågor vad gäller grundvattnets bildning är sålunda framförallt följande: 
  
 Hur och var bildas grundvattnet i landskapet? Hur påverkas kemin? 
  
 Hur stor är grundvattenbildningen i olika akviferer och på olika djup samt hur är kontakten dels med ytvatten, dels mellan olika akviferer? 
  
 Hur varierar grundvattenbildningen i tiden vid olika väder- leksförhållanden och vid klimatförändringar? 
  
 Vilka mänskliga ingrepp kan störa grundvattenbildningen och förändra kemin? 
  
 Metoder och beräkningar 
 Översiktliga bedömningar av grundvattenbildningen i ett större område kan göras som en vattenbalansstudie med ledning av nederbörds- och avdunstningsuppgifter samt med hänsyn till geologi, hydrologi, topografi och vegetation. Grundvattenbild- ningens storlek till en viss akvifer kan beräknas med hjälp av s.k. infiltrationskoefficienter (förhållandet mellan infiltrerad vatten- mängd och nederbörd inom ett inströmningsområde) för olika berg- och jordarter, om de geologiska och topografiska för- hållandena är mycket ensartade och storskaliga. Detta är dock sällan fallet i svensk terräng, varför metoden inte kan rekom- menderas. 
 Områdes- och platsspecifika uppgifter om grundvattenbild- ningens storlek, rumsliga fördelning och tidsmässiga förlopp kräver dels detaljerade kunskaper om geologin, hydrogeologin, markanvändningen och topografin i området, dels omfattande mätningar och beräkningar. Därtill behövs såväl aktuella upp- gifter om nederbörd och avdunstning som långa serier av eller prognoser om klimatdata. 
 Det finns flera, principiellt olika metoder att mäta och beräkna grundvattenbildningen. Valet av metod måste göras med hänsyn 
 221 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 till syfte, tidsskala, typ av önskad information (punkt- eller arealuppgifter) samt tillgång till underlagsuppgifter och resurser. Användningen av de olika metoderna måste baseras på goda kun- skaper om de grundvattenbildande processerna och de rådande geologiska och hydrogeologiska förhållandena. Det är därför angeläget att inleda studierna med att upprätta en  
 begreppsmodell (konceptuell modell)  
 över undersökningsområdet. Därmed menas en förenklad, generaliserad beskrivning med en princip- figur (blockdiagram, tvärsektion) av hur hela grundvattensyste- met fungerar i stort  
 (figur 4.3).  
 Begreppsmodellen baseras på beräkningar av vattenbalansen samt befintliga uppgifter om grundvattensystemets geologi, storlek och gränser, liksom om var och hur grundvattnet kan bedömas bildas och strömma samt om mänskliga ingrepp kan tänkas störa de naturliga förloppen. Med ledning av modellen och ovan angivna kriterier kan sedan lämpligaste undersökningsmetoder och datormodeller väljas. Det är dock anmärkningsvärt få goda exempel på begreppsmodeller öppet redovisade i den tillgängliga litteraturen, särskilt då för grundvattenförhållandena i hårt berg. 
 Metoderna kan i princip indelas efter var i systemet vattnets rörelse och mängd studeras: 
  
 Inströmningen till systemet, t.ex. med hjälp av spårämnen. 
  
 Responsen inne i systemet, t.ex. grundvattennivåanalys. 
  
 Utströmningen ur systemet, t.ex. flödesmätningar. 
  
 Helst bör flera av varandra oberoende metoder prövas. Osäker- heterna i beräkningarna måste anges för respektive metod. 
 222 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Figur 4.3. Begreppsmodell i form av tvärsektion, som visar grundvattenförhållandena i Nybroåsen med omgivning. Längden på sektionen är cirka 5 km och den maximala mäktigheten cirka 50 m. Grundvattenbildningen i åsen (grusakviferen) är 160 mm/år, varav större delen (125 mm/år) avrinner till källor, vattendrag och våtmarker samt slutligen till Östersjön. En mindre del (15 mm/år) tillförs den underliggande sandstensakviferen (granitberggrunden har inte studerats, men grundvattenbildningen är sannolikt endast några mm/år). Grundvattenuttag i större skala (60 mm/år) görs för kommunal vattenförsörjning i fyra vatten- täkter i denna del av grusakviferen samt för jordbruksbevattning (5 10 mm/år) i några brunnar i sandstensakviferen. Ytvatten (40 mm/år) infiltreras i bassänger på två ställen i grusakviferen (efter Hernandez 2001 i Knutsson  Morfeldt 2002). 
 Inströmningsmetoder 
 Inströmningen till grundvattensystemet kan studeras dels med hjälp av spårämnen, dels genom modellberäkningar. Såväl tillsatta spårämnen som naturliga spårämnen (se avsnitt 4.5) har använts för att följa nederbördsvattnets väg, t.ex. snösmältvatten med en viss syreisotopsammansättning genom den omättade markzonen 
 223 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 ned till olika djup under grundvattenytan under något eller några år. Med ledning av vattenpartiklarnas medelhastighet och vatten- innehållet på observerad sträcka har grundvattenbildningens storlek bestämts till 280 mm/år i sandjord i Uppsalatrakten (Saxena 1987). I Skåne och Danmark har tritiumpulser följts under många år ned genom mäktiga jordlager till stora djup i berggrunden, varigenom t.ex. tidsförloppet för grundvattenbild- ningen till kalkstenen på 150 m:s djup på Kristianstadsslätten kunnat bestämmas till ca 5 år (Engqvist 1991, se avsnitt 4.5). Isotopdata (deuterium,  
 syre-18, 
 kol-14 
  och tritium) på vatten från olika djup på Äspö har givit viktig information om här- komsten av olika vatten, t.ex. att låg  
 syre-18-halt 
  tyder på att vatten från landisens avsmältning bidragit till grundvatten- bildningen på djupet i berggrunden (Laaksoharju 1999). Dessa metoder är av stort intresse för att konstruera och bedöma möjliga framtidsscenarier för hur ett slutförvar för använt kärn- bränsle kan påverkas i samband med avsmältningen efter en väntad, kommande istid (se SKB 2003) Det har också varit möjligt att följa förändringarna i grundvattnets ursprungliga sammansättning vid anläggningen av tillfartstunneln till berg- laboratoriet på Äspö (se SKB 2003). 
 Försök med tillsatta spårämnen ger punktvisa bestämningar, som kan vara svåra att överföra till större områden eller djupare nivåer. Inte heller flertalet av de matematiska modeller, som använts, är tillämpbara för bestämning av grundvattenbildning på djupet, då de är utvecklade för markvattenstudier. En kompli- kation vid användning av inströmningsmetoder är vidare om infiltrationen påverkas av särskilt genomsläppliga zoner, t.ex. makroporer i jordlager eller sprickzoner i berg. Framkomna resultat ger emellertid besked om hur mycket vatten, som tillförs det ytliga grundvattensystemet, dvs. den största möjliga grund- vattenbildningen, vilket är av intresse för vidare beräkningar med grundvattenmodeller (Olsson 2000). Vad som därvid behövs är metoder för bestämning av grundvattenflöde från jordlager till berggrund utifrån rådande hydrauliska heterogenitet, t.ex. för bestämning av flödet från morän till underliggande sprickigt 
 224 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 berg. Detta skulle kunna göras med en kombination av geo- fysiska mätningar för kartläggning av konduktiva jord- och bergstrukturer samt mätningar av grundvattnets trycknivåer och grundvattenkemi (inkl. analys av isotoper) i olika geologiska miljöer. 
 Responsmetoder 
 Metoderna innebär studier av hur olika delar av grundvatten- systemet, t.ex. grundvattennivåer, grundvattenströmning och grundvattenkemi, reagerar på förändringar i form av tillskott av vatten och kemiska substanser, i detta fall genom grundvatten- bildning, eller utflöde/uttag av vatten, som kompenseras genom efterföljande grundvattenbildning. Denna senare s.k. kontinuer- liga uttagsmetod har prövats vid grundvattentäkter med lång- variga uttag, vilket ofta innebär en förändring av den naturliga grundvattenbildningen. Responsmetoderna ger information om den faktiska grundvattenbildningen till systemet eller nivån i fråga. 
 Analys av grundvattennivåförändringar  
 är den mest när- liggande metoden, eftersom grundvattennivåer är lätta att mäta och ofta finns i långa mätserier, t.ex. vid många kommunala grundvattentäkter och i olika kontrollprogram samt som refe- rens i likartade grundvattenmiljöer i SGU:s grundvattennät sedan mitten på  
  
 1960-talet. 
  
  En utförlig beskrivning av metoden med dess olika varianter, t.ex. för att beräkna magasinsföränd- ringar, ges av Saunders  Cook (2002). Den vanligaste analysen går ut på att omvandla grundvattennivåfluktuationerna i ett antal representativa observationsrör, brunnar eller borrhål i ett öppet grundvattenmagasin till motsvarande vattenmängder med hjälp av ett värde på magasinskoefficienten också kallad vattenavgiv- ningstalet. Magasinskoefficienten är den mängd vatten, som avges respektive tillförs magasinet per enhetsarea (t.ex. 1 m 
  
 2 
  
 ) vid en sänkning respektive höjning av grundvattennivån med en enhet (t.ex. 1 m). Den bestäms främst genom provpumpnings- 
  
 225 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 försök men kan också fastställas på provkroppar i laboratorium. Den bör vara känd för olika delar av grundvattenmagasinet, vilket kan vara en krävande uppgift, inte minst i sprickigt, hårt berg. Grundvattennivåanalysmetoden lämpar sig annars bäst på snabbt reagerande och relativt djupt belägna grundvattenytor, t.ex. i berggrunden, där nivåfluktuationerna inte påverkas av kapillär uppsugning och avdunstning (Johansson 1987) eller tjäle. Viktig information, som också erhålls genom denna metod, är kännedom dels om de tidsmässiga förloppen i grundvatten- bildningen i relation till nederbörds- och klimatförändringar, dels effekterna av olika ingrepp som påverkar grundvatten- bildningen. 
 Kloridbalans- eller kloridkoncentrationsmetoden  
 baseras på för- hållandet mellan vått och torrt nedfall av klorid från atmosfären och kloridhalten i grundvatten. Kloridhalten ökar vanligen vid vattnets infiltration på grund av avdunstning och transpiration men ändras sedan inte i grundvattenzonen. Metoden förefaller enkel och billig, men har visat sig innehålla betydande osäker- heter, främst i bestämningen av torrt nedfall samt genom att kloridhalten i grundvatten kan vara påverkad av såväl relikt saltvatten som föroreningar. Den lämpar sig sannolikt bäst för överslagsberäkningar över grundvattenbildningen i större om- råden och över långa tider. Gustafson (1988) har gjort en sådan beräkning för den kristallina berggrunden i Sverige indelad i sex regioner med stöd av befintliga data från SGU och SMHI. Resul- taten är intressanta och ger regionala skillnader som verkar rimliga, nämligen låga värden (24 28 mm/år) i östra Götaland och Svealand med låg nettonederbörd och höga värden i Skåne (114 mm/år, jämför nedan på Hallandsås) och i Västsverige (250 mm/år). Värdena motsvarar grundvattenbildningen i relativt ytliga delar av berggrunden, då beräkningen bygger på data från bergbrunnar för lokal vattenförsörjning, vilka vanligen är högst 100 m djupa. Metoden har använts mycket i torra områden, där den bedöms som ett användbart komplement till andra metoder (Lloyd 1999). 
  
 226 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Grundvattenströmningsmetoden  
 är en mer krävande metod gällande såväl indata på hydrauliska parametrar och randvillkor som beräkningar med analytiska och numeriska lösningar eller numera främst med numerisk modellering. En tidig användning av en s.k. finit element modell för  
 två-dimensionell 
  strömning gjordes i den sedimentära berggrunden på Gotland i Vatten- planeringsutredningens regi (Willis  
 et al.  
 1980). Grundvatten- bildningen beräknades till mellan 10 mm/år i ett område med låg vattengenomsläpplighet och 80 mm/år i ett annat område med högre vattengenomsläpplighet. Utvecklingen av matematiska modeller har sedan dess varit omfattande bland annat till tre- dimensionell  
 (3-D) 
  strömning samtidigt som ökad datorkapa- citet gjort beräkningarna snabbare. I en  
 3-D-modellering 
  av nordöstra Uppland har grundvattenbildningen på 500 m djup beräknats till mellan 1,6 mm/år och 5,7 mm/år för olika fall vid en nettonederbörd på 250 mm/år (Holmén  
 et al.  
 2003). Här skulle det vara lämpligt att försöka kalibrera denna modellering genom mätningar och beräkningar med andra metoder. Tidigare har grundvattenbildningen på Äspö beräknats vara 150 mm/år på ytan och 5 mm/år på djupet. Generellt anges att endast 1 2 % av den ytliga grundvattenbildningen omsätts i berggrundens djupare delar (SKB 2003). En störning i form av t.ex. an- läggningsarbeten med åtföljande grundvattensänkning kan dock öka grundvattenbildningen väsentligt. På tunnelnivå i Hallands- åsen har ökningen beräknats uppgå till 25 % vid en maximal grundvattensänkning på 100 m (Anderberg 2000). 
 Utströmningsmetoder 
 Metoderna bygger på att antingen genom direkta mätningar eller genom modellberäkningar få fram uppgifter om hur mycket vatten som lämnar grundvattensystemet. Enklast är  
 flödesmät- ningar från källor  
 förutsatt att tillrinningsområdet för källan är väldefinierat samt att inget vatten passerar förbi eller under källan. Metoden har prövats med stor framgång i ytliga system, 
 227 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 t.ex. källor i morän (Johansson 1987) samt är användbar i sedimentär berggrund, framförallt i karst. Den är däremot svår att tillämpa för djupa grundvattensystem i sprickigt berg. Flödesmätningar i ytvattendrag, som avvattnar ett visst område, och samtidig  
 isotopanalys  
 av  
 syre-18 
  och deuterium i regnvatten, grundvatten och ytvatten från samma område har emellertid visat sig ge mycket värdefull information, framförallt att andelen grundvatten i det avrinnande vattnet även vid stora flöden i samband med snösmältning eller ihållande regn är mycket större än vad man tidigare antagit (Howard 1987,  
 figur 4.4 
 ). Mängden grundvatten domineras dock sannolikt av ytligt grundvatten och det borde vara en angelägen uppgift att genom ytterligare isotopbestämningar och kemiska analyser pröva om det går att separera grundvattentillskottet från större djup, t.ex. från väl- definierade bergområden. 
  
 Avrinningsmodeller  
 har använts för att bestämma grundvatten- bildning i områden med enhetlig geologi, t.ex. moränområden respektive stora isälvsavlagringar i sydöstra Sverige (Johansson 1987 respektive Eliasson 2001). I den förstnämnda studien jäm- fördes flera olika modeller och metoder. I bägge studierna användes olika varianter av den vid SMHI utvecklade HBV- modellen, som bygger på lättillgängliga väderleksdata. Den gav rimliga resultat på den genomsnittliga, årliga grundvattenbild- ningen för respektive område. I den senare studien var det också möjligt att få fram ett värde på grundvattenbildningen i den under isälvsavlagringarna belägna sandstensakviferen (15 mm/år jämfört med 160 mm/år i de ytliga lagren, se  
 figur 4.3 
 ). Tyvärr omfattande inte studien det underliggande hårda berget, men grundvattenbildningen kan där bedömas vara endast några mm/år. 
 228 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Figur 4.4. Diagram över avrinningen i en bäck, regnintensiteten samt  
 syre-18-halterna, 
  dels i regnvattnet vid olika nederbörds- tillfällen, dels i bäckvattnet under hela perioden. Den låga  
 syre-18- 
  halten i det kraftiga regnet ger inte något större genomslag i  
 syre-18- 
  halten i bäckvattnet på grund av att huvuddelen av det avrinnande vattnet består av gammalt grundvatten med högre  
 syre-18-halt. 
  Det trycks ut från utströmningsområdena nära bäcken av det infiltrerande vattnet uppströms genom den s.k. kolvflödesprincipen (efter Lin  Howard 1988 i Knutsson  Morfeldt 2002). 
 229 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 4.5 
  
 Spårämnesmetoder och isotopteknik 
  
 Bakgrund och problem 
 Grundvattnets strömningsvägar och strömningshastigheter är ofta av stort intresse att klarlägga vid olika typer av grund- vattenundersökningar, liksom också transportvägar för för- oreningar eller fastläggning av föroreningar i grundvattenzonen. Det mest invändningsfria sättet är i sådana fall att genom försök och mätningar av mycket små mängder av specifika ämnen eller isotoper, som förekommer naturligt eller som tillsätts mark- och grundvatten, följa grundvattnets respektive föroreningarnas väg, dvs. att utföra ett spårämnesförsök. Resultaten kan sedan användas för att t.ex. avgöra hydrauliska sammanhang och säker- hetsavstånd till föroreningskällor men också för att utvärdera resultaten av modellering av t.ex. transport och fastläggning av olika radioaktiva ämnen. Vanligt förekommande problem att studera är: 
 A. Grundvattnets 
  
 strömning mellan borrhål och brunnar, i borrhål vid packertest och provtagning eller t.ex. mellan slukhål och källor i ett karstsystem 
  
 strömningsriktning och strömningsmönster i berggrundens spricksystem eller i jordlager 
  
 strömningshastighet mellan två punkter eller t.ex. inom skyddsområdet för en vattentäkt 
  
 bildning, ursprung och ålder 
  
 B. Markens och grundens 
  
 dispersionsegenskaper t.ex. spridningsplymen av en för- orening 
  
 hydrauliska egenskaper, främst permeabilitet/hydraulisk konduktivitet 
  
 sorptions- och jonbytesegenskaper t.ex. fastläggningen av en förorening 
  
 230 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Krav på spårämnen 
 När det gäller undersökningar för att klarlägga en hydraulisk förbindelse mellan två punkter är det inte svårt att finna lämpliga spårämnen, eftersom ämnets uppträdande i grunden inte är av avgörande betydelse för tolkningen av resultaten. Det gäller bara att spårämnet skall komma fram. För att fastställa grundvattnets strömningsriktning kan också spårämnen som till en viss grad fastnar i berggrunden användas. Det kan också gälla att studera sorptionen av vissa föroreningar eller jonbyten i olika berg- eller jordarter t.ex. sprickigt berg. Detta är utgångspunkten för en rad av spårämnesförsök, som utförts på olika håll i världen t.ex. i berglaboratoriet på Äspö inför lagring av kärnbränsleavfall. 
 I fråga om undersökningar för att bestämma grundvattnets verkliga strömningshastighet och för att fastställa hydrauliska egenskaper föreligger däremot stora svårigheter att finna lämp- liga spårämnen. Det ideala, tillsatta spårämnet måste nämligen uppfylla följande krav: 
  
 Det skall följa grundvattnets rörelser utan att sorberas eller fördröjas i grunden genom jonbyten. 
  
 Det får inte reagera i övrigt t.ex. med mikroorganismer eller påverkas av t.ex.  
  
 pH-förändringar. 
  
 Det skall vara påvisbart i mycket låga halter så att inte vattnets fysikaliska och kemiska förhållanden ändras. 
  
 Det får inte vara hälsofarligt eller skada växt- och djurliv t.ex. i utströmningsområden och källor. 
  
 Det skall vara lätt att anskaffa till rimlig kostnad och inte medföra höga analys- och mätkostnader. 
  
 De första två kraven gör att svårigheterna att finna ett idealt spårämne är störst i porösa berg- och jordarter, där kontakt- ytorna mellan partiklarna i berg- eller jordarten och spårämnet är mycket stora och därigenom också sorptions- och jonbytes- processerna mycket verksamma. Desto finkornigare berg- eller jordarten är, desto större blir den effektiva kontaktytan för dessa 
 231 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 processer. Mineralsammansättningen i berg- eller jordarten spelar också stor roll för processernas omfattning, liksom inne- hållet av organiskt material samt utfällningar och vittringföre- teelser på partikel- eller sprickytor. Kvartspartiklar påverkar minst, lermineral och organiskt material mest. Det innebär att i de flesta rena sandstenar och sandavlagringar samt i öppna sprickor och kanaler i berggrund påverkas vissa typer av spår- ämnen föga eller inte alls, medan påverkan är stor i t.ex. humus- och lerhaltiga jordarter samt i lervittrade zoner och i sprickor med utfällningar i berggrunden (Knutsson 1971). Mikro- organismers förekomst och roll kan ha stor betydelse för t.ex. nedbrytningen av organiska färgämnen, av vilka en del också är känsliga för t.ex. pH- och temperaturförändringar samt ljus. 
 Det tredje kravet innebär att man inte kan välja ett spårämne, som måste tillsättas i stora mängder för att det skall vara detekterbart. Stora mängder koksalt har t.ex. tillsatts i karst- områden, varvid en tung saltvattenström sökt sig ner i djupa hålrum och därigenom inte deltagit i det naturliga ström- ningsförloppet. I porösa berg- och jordlager är det möjligt att täthetsskiktning kan uppstå. Problemet har dock minskat allt- eftersom analystekniken utvecklats, vilket också gynnsamt påverkat det fjärde kravet, som under en period, då radioaktiva spårämnen var att föredra från detekteringssynpunkt, innebar stora begränsningar i närheten av vattentäkter. Det femte kravet går i regel att uppfylla, även om analyskostnaderna är stora för t.ex. isotopbestämningar. De helt dominerande kostnaderna är dock oftast själva försökskostnaderna genom att det krävs omfattande borrningar, mätningar och provtagningar på försöks- platsen. Grundvattennivåmätningar i ett stort antal punkter är sålunda nödvändiga för såväl planering och genomförande av spårämnesförsöken som tolkning av resultaten. 
 232 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Olika typer av spårämnen 
 Följande tillsatta spårämnen har använts: 
  
 Organiska färgämnen med fluorescens, t.ex. Rhodamin, Sulforhodamin B, C, WT samt Ross. 
  
 Salter, framförallt anjoner som bromid, jodid, klorid och nitrat. 
  
 Komplexa föreningar, t.ex. fluorerade bensoater och stabila metallkomplex som  
  
 krom-EDTA. 
  
 Radioaktiva isotoper, främst tritium samt radioaktiva isotoper av anjoner och metallkomplex (se ovan). 
  
 Organismer, främst bakterier, bakteriofager och sporer. 
  
 Diverse kemiska substanser i form av föroreningar som detergenter, pesticider och klororganiska föreningar (t.ex. CFC). 
  
 Organiska färgämnen,  
 har utnyttjats med framgång sedan länge i karstområden och på senare år även i sprickig kristallin berg- grund, inte minst vid spårämnesförsök inom  
 TRUE-programmet 
  i berglaboratoriet på Äspö (SKB 2001). Trots att det där förekommer såväl vittrade fältspater på sprickytorna som Fields har Ross i de inledande försöken haft samma trans- porthastighet som anjonerna bromid och jodid samt tritierat vatten (HTO), vilket tyder på öppna sprickor. Transport- sträckorna var dock mycket måttliga, ca 5 m (SKB 2001). Det var därför inte förvånande, att vid de fortsatta blockskale- försöken i  
 100-metersskala, 
  som skulle motsvara säkerhets- avståndet från en kärnavfallsdeponi till en större sprickzon, fördröjdes Ross markant i relation till bromid på vägen vid kontakt med olika sorberande material (Andersson  
 et al.  
 2002). Liknande resultat erhölls vid ett spårämnesförsök i en stor sprickzon i hårt berg i Tyskland vid en strömningssträcka på maximalt 295 m (Maloszewski  
 et al.  
 1999). I jordlager under- går nämligen normalt färgspårämnen sorption och nedbrytning, varför de inte kan rekommenderas i sådana miljöer och sannolikt 
 233 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 inte heller i porösa sedimentbergarter. Enligt  
 tabell 4.1  
 är det överhuvudtaget svårt att finna ett färgspårämne, som inte adsorberas, bryts ner eller förändras. Det är anmärkningsvärt att SKB har betraktat Ross som ett konservativt, dvs. icke påverk- bart, spårämne, då det är pH- och temperaturberoende samt adsorberas lätt på humus och lermineral. 
 Tabell 4.1. Jämförelse mellan olika fluorescerande färgämnens egenskaper (efter Tilly et al. 1999). 
  
 Detektions- 
  
 Tempe- 
  
 pH- 
  
 Foto- 
  
 Adsorption 
  
 Adsorption 
  
 Kostnad 
  
 gräns, µg/1 
  
 ratur- 
  
 beroende 
  
 kemisk 
  
 på humus 
  
 på kaolinit 
  
 beroende 
  
 mellan 
  
 nedbryt- 
  
 pH 6 8 
  
 ning 
  
 BLÅ 
  
 Cobb 
  
 0,51 
  
 litet 
  
 lite 
  
 måttlig 
  
 stor 
  
 rel liten 
  
 hög 
  
 Acid 
  
 Photine CU 
  
 0,36 
  
 litet 
  
 ja 
  
 stark 
  
 mkt stor 
  
 rel liten 
  
 hög 
  
 GRÖN 
  
 Uranine 
  
 0,29 
  
 måttligt 
  
 ja 
  
 stark 
  
 mkt stor 
  
 ganska stor 
  
 hög 
  
 Lissamine FF 
  
 0,29 
  
 litet 
  
 nej 
  
 liten 
  
 stor 
  
 ganska stor 
  
 mkt hög 
  
 Sanders 
  
 0,087 
  
 litet 
  
 ja 
  
 stark 
  
 stor 
  
 rel liten 
  
 hög 
  
 ORANGE 
  
 Herring 
  
 0,010 
  
 stort 
  
 nej 
  
 liten 
  
 extremt stor 
  
 extremt stor 
  
 låg 
  
 Lee WT 
  
 0,013 
  
 stort 
  
 nej 
  
 liten 
  
 mkt stor 
  
 stor 
  
 ganska 
  
 stor 
  
 Sulpho 
  
 0,061 
  
 stort 
  
 nej 
  
 liten 
  
 stor 
  
 mkt stor 
  
 ganska 
  
 Lee 
  
 hög 
  
 BLÅ-GRÖN 
  
 Na-Naphthionate 
  
 nej 
  
 stark 
  
 Beträffande  
 salter  
 kan de flesta katjoner uteslutas på grund av sorption och fördröjning genom jonbytesprocesser (litium har dock använts med viss framgång).  
 Anjoner  
 däremot sorberas endast i ringa grad eller inte alls, då mineralpartiklarna i regel 
 234 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 också är negativt laddade.  
 Bromid-, 
  jodid- och klorid- joner har använts med som regel lyckat resultat i ett stort antal försök. Bromid och jodid har fördelar, då de naturliga halterna i regel är mycket låga, varför endast mycket små mängder behöver tillsättas. Men de har också vissa nackdelar t.ex. risk för fast- läggning vid låga  
 pH-värden, 
  då mineralpartiklarna får positiv laddning. Likaså kan det bli problem i rostjord och järn- utfällningar under grundvattenytan vid låga pH (Tilly  
 et al.  
 1999). Klorid förefaller genomgående ha gett bäst resultat och anses som ett konservativt spårämne, som följer vattnets strömning utan att fördröjas. Det har bland annat använts vid ett stort antal försök vid kommunala grundvattentäkter i Sverige för att bestämma uppehållstider för vatten mellan infiltrations- bassänger och uttagsbrunnar. I dessa sammanhang är det fråga om betydande transportsträckor (upp till 2000 m) och långa uppehållstider  
 (veckor-månader), 
  men å andra sidan ofta mycket grovkorniga avlagringar (Hansson 2000). Klorid är dock ibland mindre lämpligt med tanke på att klorid kan förekomma i växlande halter i vissa geologiska miljöer och ställvis på grund av föroreningar, t.ex. från soptippar och vägar. Klorid är sålunda direkt olämpligt att använda på stora djup i berggrunden, där kloridhalterna ofta är höga, men kan också vara tveksamt i låglänta områden under den s.k. saltvattengränsen i Sverige. Detta gör att stora mängder salt då måste tillsättas för att ge säkra resultat. Fördelarna övervägar dock oftast, dels genom att klorid i form av vanligt koksalt är billigt och lätt att hantera, dels genom att detekteringen i fält är enkel. Man mäter lednings- förmågan direkt i borrhål, brunnar eller källor eller t.o.m. från markytan med geoelektriska metoder (se avsnitt 3.4.8) samt att kloridanalyser kan göras billigt på laboratorium. 
  
 Stabila metallkomplex  
 har också visat sig mycket användbara som spårämnen. Lämpliga komplex finns bland de s.k. metall- chelaterna, varav det mest kända är etylendiaminättiksyra (EDTA). Ett  
 krom-EDTA 
  komplex har testats i ett mycket stort antal laboratorieförsök med olika mineralblandningar, bland annat olika lermineral, samt ett flertal fältförsök såväl i 
 235 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 berg som jord (Knutsson  Forsberg 1967). Kromkomplexet i utspädning ned till 0,0001 ppm sorberas eller fördröjs inte i vanligt förekommande mineral eller i berg- och jordarter sam- mansatta av dessa, om komplexbindningen är fullständig. I kontakt med höga halter av järnhaltiga mineral och utfällningar, t.ex. goethit och rostjord, vissa järn- och manganhaltiga silikater samt lermineral och lermineralrika berg- och jordarter före- kommer dock en viss fördröjning av kromkomplexet (Knutsson 1971). Även andra  
 EDTA-komplex 
  och metallkomplex har provats med gynnsamma resultat (Knutsson 1970). 
  
 Tritium,  
 den radioaktiva väteisotopen, är dock det mest invändningsfria spårämnet, eftersom en liten mängd tritium ingår i vanligt vatten (HTO) och att tritium därigenom i de allra flesta sammanhang måste anses följa vattnets väg utan fast- läggning eller fördröjning. Det har därigenom fått omfattande användning vid ett stort antal försök, inte minst i berglabo- ratoriet på Äspö, samt som referensspårämne vid testning av andra spårämnen. Vid en sådan testning visade det sig dock att vid 10 % inblandning av vattenmättad bentonit (med mont- morillonit som huvudbeståndsdel) i kvartssand fastnade en del tritium i dessa svällande lermineral och fördröjdes tritium i relation till  
 krom-51-EDTA. 
  Några dylika effekter erhölls inte vid försök med vare sig andra lermineral eller andra mineral- blandningar, inte heller vid fältförsök i olika berg- och jordarter (Knutsson 1970). 
 Genom tillsättning av tritium eller tidigare genom de fluktua- tioner i tritiumhalt, som uppstått genom vätebombsförsöken, har en puls av tritium kunnat följas från vattnets infiltration genom jordlagren ned till djupa berglager. På detta sätt visas vattnets transporthastighet eller den tid det tar för grundvattnet att nå till en viss nivå i berggrunden. Detta har t.ex. studerats i djupa berggrundakviferer i Skåne (Engqvist 1991) samt i sam- band med undersökningar för kärnavfallslagring. Samtidiga undersökningar med andra spårämnen har emellertid visat, att det på stora djup kan förekomma en blandning av vatten med olika ursprung. Ett nytt modelleringskoncept har därför utveck- 
 236 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 lats inom projekt vid SKB, den s.k.  
 M3-modellen, 
  varigenom det är möjligt att utreda proportionerna mellan vatten av olika ursprung (Laaksoharju 1999,  
 figur 4.5 
 ). 
 Tillsatta spårämnen kan främst användas för att fastställa grundvattnets strömningshastighet mellan borrhål, i sprickzoner eller omkring vattentäkter för att avgöra utformningen av skyddsområden (vilket är särskilt intrikat i sprickig berggrund) samt för att bestämma vattnets uppehållstid vid konstgjord grundvattenbildning, liksom för att kartlägga vattnets ström- ningsvägar från planerade avfallsdeponier. Undersökningar med tillsatta spårämnen lämpar sig sålunda bäst för försök i liten eller medelstor skala, där uppehållstiderna är måttliga och försöks- tiderna rimliga. I regional skala bör i första hand naturliga spårämnen nyttjas eller analys av eventuellt förekommande av människan spridda föroreningar som freoner och pesticider provas, se nedan. 
 a) 
 237 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 b) 
 Figur 4.5. a) Begreppsmodell över olika händelser i den geologiska utvecklingen sedan istiden, vilka har påverkat grundvattenkemin på Äspö. b) Beräkning av blandningsproportioner mellan olika typer av vatten på Äspö samt dominerande massbalansreaktioner med hjälp av den s.k.  
 M3-modellen 
  (efter Laaksoharju, 1999 i Knutsson  Morfeldt 2002). 
 238 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 En speciell tillämpning av tillsatta spårämnen är att använda konservativa spårämnen såsom bromid, jodid och HTO till- sammans med en rad sorberande ämnen, dels vanliga katjoner som natrium och kalcium, dels radioaktiva katjoner som cesium och strontium. Härigenom kan dels strömningsförhållanden och hydrauliska parametrar fastställas på ett säkert sätt genom mät- ningar på de konservativa spårämnena, dels kan sorptionen och fördröjningen (genom jonbyten och diffusion) av olika katjoner studeras under kontrollerade former. Metodiken har prövats i ett stort antal försök inom olika  
 SKB-projekt 
  såväl tidigare i Lewis och vid Finnsjön som under senare år i berglaboratoriet på Äspö, där flera tiotals försök utförts med mycket intressanta resultat (SKB 2001,  
 figur 4.6 
 ). 
 En ny typ av spårämnen, som möjliggör datering av grundvattnet och bestämning av grundvattenbildningen, är att mäta halten av kemiska produkter, som började tillverkas först i sen tid och som används i vätskeform t.ex. i jordbruket (bekämpningsmedel, pesticider) eller släpps ut som gaser i atmosfären (freoner, d.v.s. klor- fluor- kolföreningar /CFC/). Förutsättningen är givetvis att de inte bryts ner eller att det går att mäta nedbrytningsprodukterna. Mest användbara förefaller freoner vara. De började tillverkas på  
 1940-talet 
  och har sedan dess ackumulerats i atmosfären. De är vattenlösliga och tillförs därför nederbörden och fungerar som en sorts spårämnen. Bestämningar av freonhalten i grundvatten på olika djup kan därför med stor noggrannhet visa när vattnet ifråga hade kontakt med atmosfären. Metoden utvecklades i USA på  
 1970-talet 
  och har använts bland annat i Tyskland och Danmark samt på Kristiandstadsslätten och i södra Skåne (Barmen 2001). 
 En forskargrupp i Uppsala har börjat använda metoden för att bestämma åldern på grundvatten i sprickigt berg (Bockgård 2000). Halterna av  
 CFC-12 
  och tritium på olika djup i tre borrhål vid Finnsjön visar tilltagande ålder med djupet men också en blandning av vatten med olika ålder (Bockgård  
 et al.  
 2004). Efterhand som användningen av freoner upphör kommer metoden att bli mindre intressant. Pesticider har påträffats i 
 239 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 djupa akviferer i Danmark samt i en del bergborrade brunnar i Sverige. Svårigheten är ofta att utreda när pesticiderna anbringades på markytan. 
 Figur 4.6. Normaliserade genombrottskurvor för alla spårämnen i testerna C1 och C4 inom TRUE  
 Block-skaleförsöken 
  på Äspö. Observera skillnaden i återvinning och transporttid mellan de konservativa spårämnena  
 Br-82 
  (bromid) och  
 I-131 
  (Parker) och de sorberande spårämnena  
 Cs-134 
  (cesium) och  
 Co-58 
  (kobolt), som fastläggs och fördröjs i hög grad (efter Andersson et al. 2002). 
 240 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Naturliga spårämnen 
 Följande naturliga spårämnen kan användas: 
  
 Radioaktiva isotoper, framförallt tritium,  
  
 kol-14 
  och klorid- 36. 
  
 Stabila isotoper, framförallt deuterium,  
  
 syre-18/syre-16 
  samt  
 svavel-34/svavel-32. 
  
 Ädelgaser som argon, helium och radon (främst  
  
 radon-222). 
  
 Tritium  
 och  
  
 kol-14, 
  
 vilka produceras i atmosfären genom kosmisk stråIning, är de viktigaste radioaktiva isotoperna för att fastställa grundvattnets ålder. Denna kan variera från några få veckor till många tusen år och är av intresse att känna till i flera praktiska sammanhang, t.ex. för bedömning av om ett grund- vatten på stort djup är fossilt och inte omsätts vid nutida för- hållanden, vilket kan vara gynnsamt för lagring av miljöfarliga föroreningar men ogynnsamt om grundvattenuttag planeras. Före den första vätebombsexplosionen var det möjligt att bestämma grundvattnets verkliga ålder ned till en viss gräns, givetvis med vissa komplikationer beroende på blandningsför- hållandena mellan olika vatten. Nederbörden hade då ett bestämt innehåll av tritium (4 20 tritiumenheter /TU/ beroende på års- tiden) och när nederbörden sedan infiltrerade tillfördes inget ytterligare tritium. Med kännedom om tritiums halveringstid på 12.3 år kunde man beräkna grundvattnets ålder tämligen noga. Efter vätebombsproven steg tritiumhalterna i nederbörden mycket snabbt med de högsta värdena på ca 10 000 TU åren 1963 och 1964 på vissa platser i Europa. Man kunde då tala om ett jättelikt spårämnesförsök på hela norra halvklotet. Därefter har halterna successivt avtagit så att de nu är nere i naturliga värden utom i en del tämligen gamla grundvatten med rester av bombtritium och där lokala föroreningskällor förekommer (IAEA 2000). Ett sätt att – trots föroreningar i grundvatten- systemen – bestämma den verkliga åldern är att fastställa förhållandet mellan halten av tritium och dess dotterprodukt 
 241 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 helium-3. 
  Helium börjar nämligen ackumuleras i grundvatten- zonen, när tritiumhaltigt grundvatten nått dit. Metoden är dyr- bar och hittills föga använd (Bockgård 2000). 
 Tritiumbestämningar kan också användas för att fastställa om grundvatten på olika djup är av samma härkomst samt om grundvattnet på ett visst djup matas med grundvatten från ett annat område eller står i förbindelse med ytvatten. Detta har med framgång utnyttjats praktiskt, dels i en stor svensk gruva för att spåra ursprunget till stora flöden av gruvvatten, dels i samband med tunnelprojektering i Göteborgstrakten för att fastställa om vattnet i sjöar kunde tänkas stå i förbindelse med grundvattnet i berggrunden, där tunnlar skulle anläggas (Knutsson  Morfeldt 2002). 
 Åldersbestämning av mycket gammalt vatten kan utföras med hjälp av  
 kol-14, 
  som har halveringstiden 5730 år eller  
 klor-36 
  med halveringstiden ca 300 000 år. Bestämningar av  
 kol-14 
  i grundvattnets koldioxid har använts sedan  
 1950-talet 
  på många håll i världen, varvid mycket höga åldrar uppmätts på grund- vatten i djupa akviferer t.ex. i Florida och i den nubiska sand- stenen under Sahara, men också på stora djup i det svenska urberget inom  
 SKB-projekt 
  samt på stort djup på Kristian- stadsslätten, där uttag görs av ett mineralvatten, som enligt  
 kol-14-bestämningen 
  bildades under bronsåldern. Användandet av  
 kol-14 
  är dock problematiskt och komplicerat pga. att grund- vattnets koldioxidinnehåll kan ha olika ursprung: Från atmosfären, från fossilt organiskt material samt från karbonat- mineral. Ett stort framsteg att komma tillrätta med detta problem är utvecklingen i ett  
 SKB-projekt 
  av metoden att mäta vattnets  
 kol-14-halt 
  på de mycket små förekomsterna av humus i grundvatten på stort djup genom anrikning i jonbytarkolonner (Henry  Dickerson 1991). De med tidigare använd metod beräknade åldrarna på grundvatten på stort djup i det svenska urberget visade sig därvid för höga. 
  
 Deuterium (D) och  
  
 syre-18, 
  
 som i mycket låga halter ingår i vattenmolekylen är av stort intresse för att fastställa vattnets uppehållstid och ursprung. Möjligheten att använda dessa stabila 
 242 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 isotoper är att det uppstår en isotopfraktionering (se kapitel 5) i vatten genom att det vid varje förångningsprocess blir en anrikning av den lättare  
 syre-16 
  isotopen i förhållande till den kvarvarande vätskefasen. Vattenånga som bildas över havet får därför en lägre  
 syre-18-halt 
  respektive deuteriumhalt än havs- vattnet. Fraktioneringsprocessen påverkas i hög grad av tempera- turförhållandena vid förångning och kondensation, vilket leder till årstidsvariationer i tempererade klimat och med stigande höjd över havet. Norska undersökningar visar mycket små variationer vid kusten men stora årstidsvariationer i höglänta områden i inlandet. Där har det varit möjligt att fastställa uppehållstiden för infiltrerande vatten till olika grundvattensystem (Haldorsen 1994) samt andelen inläckande ytvatten vid pumpning av grund- vatten i kristallint berg ( 
 figur 4.7 
 ). I Grekland har det geografiska ursprunget till grundvattenbildningen för olika källor och borr- hål inom ett bergområde identifierats genom skillnader i  
 syre-18- 
  halt på grund av höjdeffekten (Leontiades och Nikolaou 1999). Metoden har också använts för att få underlag till den tidigare nämnda modelleringen på Äspö ( 
 figur 4.5 
 ) samt i samband med försöken med tillsatta spårämnen på Äspö. 
  
 Helium  
 har börjat användas för att studera diffusionen i berg- grundens matrix (Andersson  
 et al.  
 2002). 
  
 Moran  
 har prövats med framgång för att studera utbytet mellan ytvatten och grundvatten. 
  
 4.6 
  
 Sammanfattande slutsatser och rekommendationer 
  
 Hydrometeorologiska och hydrologiska dataserier är nödvändiga underlag för beräkning av vattenbalansen och grundvatten- bildningen inom ett område, där underjordsanläggningar i berg skall lokaliseras. Statistisk bearbetning av långa dataserier är angelägna för att få fram frekvensen av t.ex. torrår, som är dimensionerande för bortledning av grundvatten med tanke på miljökonsekvenser för djurliv och vegetation samt för den lokala 
 243 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 4.7. Variationer i  
 syre-18-halten 
  i en brunn i hårt berg och i sjövatten vid Rakkestad, Norge, som visar inducerad infiltration i berg med en uppehållstid på 2,5 månader och 77 % inblandning av sjövatten (efter Taylor 2000). 
 vattenförsörjningen. De lokala variationerna i t.ex. nederbörd och temperatur kan emellertid vara stora beroende på t.ex. höjdeffekter och läge i förhållande till kusten. Det är därför nödvändigt att komplettera de nationella mätstationerna med lokala och regionala mätstationer för såväl hydrometeorologi och hydrologi samt omfattande nät av mätstationer för grund- vattennivåer/grundvattentryck och grundvattenkemi i olika 
 244 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 hydrogeologiska miljöer och på olika djup. Resultaten bearbetas successivt statistiskt och korreleras med dataserierna från de nationella mätstationerna. 
 Begreppsmodeller över grundvattenförhållandena i såväl regional som lokal skala måste upprättas och redovisas öppet för varje undersökningsområde som underlag för val av såväl meto- der som datormodeller. Det finns ett flertal undersöknings- metoder för att bestämma grundvattenbildning och åtskillig kunskap har framkommit under de senaste årtiondena, tyvärr inte så mycket om grundvattenbildningens storlek på stort djup i hårt berg. Kunskaperna måste därför förbättras genom att flera av varandra helt oberoende metoder prövas i samma område, t.ex. responsmetoder i kombination med naturliga isotoper och freoner samt datormodelleringar. Genom att använda olika metoder kan man dels kontrollera och jämföra resultat, dels få fram olika typ av information om grundvattenbildningen i tid och rum. Detta framgår av en analys av ett tiotal olika metoder, som prövats på Yucca Mountain i USA (Flint  
 et al.  
 2002). Av stor betydelse är också att utveckla metoder för mätning av grundvattenflödet från jordlager till berggrund, vilket t.ex. kan göras genom kombinationer av geofysik, mätning av grund- vattentryck och grundvattenkemi inklusive isotoper. Det är därvid och i de flesta andra sammanhang till nackdel att be- stämning av vattnets naturliga isotoper och vissa andra isotoper inte längre görs i Sverige. Användningen av naturliga isotoper har minskat i Sverige till skillnad från exempelvis i Norge med inhemskt laboratorium. 
 Spårämnesförsök i fullstor skala (säkerhetsavstånd till regional sprickzon) med flera olika konservativa spårämnen (ej färg- ämnen) är nödvändiga för att karakterisera grundvattenström- ningen inte bara i sprickzoner utan också i hela berggrund- massan. Försök med att fastställa sorptionen och fördröjningen av olika radioaktiva ämnen bör utföras parallellt liksom diffu- sionsförsök. 
 Beräkningar med olika datormodeller måste givetvis fortsätta, dels för att beräkna aktuella situationer i platsundersökningarna 
 245 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 gällande grundvattenbildning och grundvattenkemi, dels för att belysa olika framtidsscenarier t.ex. olika klimatsituationer (växt- huseffekt, nedisning) i dessa sammanhang såväl vid anläggnings- fasen som för det långsiktiga slutförvaret. 
 Referenser 
 Phillips, B., 2002: Application of some statistical methods for evaluation of groundwater observations – design and opti- misation of a groundwater level network. Licentiatavhandling, KTH, Institutionen för Mark- och Vattenteknik, TRITA-  
 LWR-LIC 
  2006. 
 Esparza, Nichols, 2002: Temperatur och nederbörd i Sverige 1860 2001. SMHI, Rapport Meteorologi nr 104. 
 Gonzalez, Parker, 2000: The Hallandsås railway tunnel – geology and groundwater.  
 In  
 Moore (ed) Hardrock hydrogeology of the Fennoscandian shield. Proceedings of the Workshop on Hardrock Hydrogeology, Äspö, Sweden, May 26 27. 1998. NHP Report 45:5 11, Stockholm. 
 Hill, Willis, Byegård, Hayes, Parsons, 2002: Final report of the TRUE Block Scale project, 2 Tracer tests in the block scale. SKB Technical Report  
 TR-02–14. 
  
 Banverket, 2000: Projekt Utredning Hallandsås. Miljökon- sekvensbeskrivning, Rapport, november 2000. 
 Barmen, G., 2001: Nybildning i grundvattensystem med flera akvifersenheter – i perspektiv av sårbarhet och hållbar utveck- ling. Avdelningen för Teknisk Geologi, LTH, Lund. Opub- licerat material. 
 Berggren, Riley, Buckley, Patrick, Scott, 1980: Några metoder för bedömning av grundvattenbildningens storlek. Vattenplanering, Bilaga 4, SOU 1980: 40, Stockholm. 
 Hernandez, Scott, 2001:  
 De-icing 
  salt and the roadside environment.  
 Jacobsexposure, damage to Norway spruce and system 
 246 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 monitoring. Doctoral thesis. KTH, Department of Land and Water Resources.  
 TRITA-AMI-PHD 
  1041. 
 Bockgård, N., 2000: Environmental tracer methods for dating of young groundwaters. NHP Report  
 46-2, 
  Uppsala. 
 Bockgård, N., Howard, Gillespie, K.A., 2004: Accuracy of CFC groundwater dating in a crystalline bedrock aquifer. Data from a site in southern Sweden. Hydrogeology Journal  
 12-2:171 
  183. 
 Brandt, M., Jutman, Rivera, Nichols, 1994: Sveriges Vattenbalans. Årsmedelvärden 1961 1990 av nederbörd, av- dunstning och avrinning. SMHI Rapport Hydrologi nr 49. 
 Cesano, Clark, B., 1997: Impact on groundwater levels when tunnelling in Kennedy.  
 In  
 Chilton  
 et al.  
 (eds) Groundwater in the Ward. Proceedings of the XXVII IAH Congress, Arroyo, UK,  
 21-27 
  September 1997. 
 Eliasson, Å., 2001: Groundwater impact assessment and pro- tection – predictive simulation for decision aid. Licentiate thesis, KTH, Department of Land and Water Resources,  
 TRITA-AMI-LIC 
  2066, Stockholm. 
 Cain, Willis, 1991: Hur gammalt är grundvattnet? Grundvatten, 1. SGU, Uppsala. 
 Eriksson, B., 1983: Data rörande Sveriges nederbördsklimat. Normalvärden för perioden 1951 80. SMHI, Klimatsek- tionen. Rapport 1938:28. 
 Flint, A.L., Pittman, L.E., Day, E.M.,  
 Valdez, 
  Bailey, Wright, 2002: Estimating recharge at Yucca Mountain, Nevada, USA: comparison of methods. Hydro- geology Journal  
 10-1:180-204. 
  
 Pierce, Chapman, U., 2003: On the role of mesh discre- tisation and salinity for the occurrence of local flow cells, SKB Rapport  
 R-03-23, 
  Stockholm. 
 Grip, Kline, Parsons, 1988: Vattnets väg från regn till bäck. Ramirez  Taylor, Uppsala. 
 Gustafson, Scott, 1988: Christian in Parker rocks – some Cervantes.  
 In  
 Castro  
 et al. In  
 (eds) Studies on Groundwater 
 247 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 Recharge in Finland, Norway and Sweden. Proceedings of a workshop, Mariehamn, Åland, Finland 25 26 September 1986, pp. 91 97. Helsinki. 
 Haldorsen, S., 1994: Oksygenisotoper og grunnvann. Institutt for jord- og vannfag. Norges Landbrukshögskole, Rapport 13, Ås. 
 Hansson, G. 2000: Konstgjord grundvattenbildning,  
 100-årig 
  teknik inom svensk dricksvattenförsörjning. VAV AB, VA- FORSK Rapport 2000:5, Stockholm. 
 Healy, R.W.  Cook, Rivera, 2002: Using groundwater levels to estimate recharge. Hydrogeology Journal  
 10-1:91 
  109. 
 IAEA, 2000: Global network for isotopes in precipitation. Hydrology Web Site. 
 Johansson,  
 P-O., 
  1987: Methods for estimation of direct natural groundwater recharge in humid Jacobson. Institutionen för Kulturteknik, KTH, Meddelande  
 Green 
  1045. 
 Knutsson, Scott, 1970: Spårämnen som hjälpmedel vid grund- vattenundersökningar. Grundvatten, Norstedts, Stockholm, pp. 147 191. 
 Knutsson, Scott, 1971: Studies of groundwater flow in various Grant. Doctoral thesis. Kvartärgeologiska avdelningen, Geologiska institutionen, Lunds Universitet, Lund. 
 Knutsson, Scott, 1988: Humid and arid zone groundwater recharge 
 – a comparative analysis.  
 In  
 Simmers(ed) Estimation of Natural Groundwater Recharge, D.Reidel. pp. 493 504. 
 Knutsson, Russell, Nichols, 1967: Laboratory evaluation of  
 51Cr-EDTA 
  as a tracer for groundwater flow. Brown in Hydrology, IAEA, Vienna, pp. 629 652. 
 Knutsson, Mayer,  
 C-O., 
  2002: Grundvatten- teori och tillämpning. Svensk Byggtjänst, Stockholm. 
 Laaksoharju, M., 1999: Groundwater characterisation and modelling: problems, facts and possibilities. Doctoral thesis, KTH, Department of Land and Water Resources, TRITA-  
 AMI-PHD 
  1031, Stockholm. 
 248 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Larsson-McCann, 
  Dominguez, Torres, Parsons, Nord, M., Washington, Parker, Kemp, Price, Green, Day, S., 2002a: Meteo- rological, hydrological and oceanographical information and data for the site investigation program in the communities of Östhammar and Tierp in the northern part of Uppland. SKB Technical Report  
 TR-02-02. 
  
 Larsson-McCann, 
  Dominguez, Torres, Parsons, Nord, M., Washington, Parker, Kemp, Price, Green, Day, S., 2002b: Meteo- rological, hydrological and oceanographical information and data for the site investigation program in the community of Oskarshamn. SKB Technical Report  
 TR-02-03. 
  
 Leontiadis, I.L.  Nikolaou, E., 1999: Environmental isotopes in determining groundwater flow systems, northern part of Epirus, Robles. Hydrogeology Journal  
 7-2:219 
  226. 
 Lloyd, J.W., (ed) 1999: Water resources of hard rock Herrera in arid and  
 semi-arid 
  zones. Unesco Studies and reports in hydrology 58 Unesco Publishing, Paris. 
 Lundmark, Stevenson, B., 2002: Analysis of groundwater levels in urban areas. In Killingtveit, Å.(ed) Nordic Hydro- logical Conference, Brady, Norge 4 7 augusti 2002, NHP Report 47, pp. 849 858. 
 Maloszewski,Willis, Becker, Lucas, A., 1999: Interpretation of tracer tests performed in fractured rock of the Lange Bramke basin, Clark. Hydrogeology Journal  
 7-2:209 
  218. 
 Naturvårdsverket, 1999: Grundvatten – bedömningsgrunder för miljökvalitet. Naturvårdsverket Rapport 4915. 
 Olofsson, B., 1991: Groundwater conditions when tunnelling in Adams rocks a study of water flow and water chemistry at Staverhult, the Bolmen tunnel, S Sweden. BeFo, forskningsrapport, 160:4/91. 
 Matthews, Nelson, Jackson, Scott, Moore, Scott,  Thunvik, R., 2001: Grundvatten i hårt berg – analys av kunskapsläget I: SOU 2001:35. 
 249 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 SOU 2004:67 
  
 Howell, T., 2000: Bedömning av grundvattenpåverkan. Resultat av genomförda utredningar. Banverket Södra Banregionen. Rapport till Projekt Utredning Hallandsås. 
 Pettersson, Mason, Nelson, 1991: Dating of groundwaters by  
 14C-analysis 
  of dissolved humic substances.  
 In  
 Harvey (eds) Humic substances in the aquatic and terrestrial environment, Springer Verlag, Berlin. 
 Howard, Parsons, 1987: The origin of streamwater traced by  
 oxygen-18. 
  Doctoral thesis, Uppsala University, Div. of Hydrology, Rep. Ser. A No. 41, Uppsala. 
  
 Rudolph-Lund, 
  K., Campbell, E., Sparks, B.  Mykland, J., 2003: Active groundwater monitoring and remediation during tunnelling through fractured bedrock in Kennedy.  
 In  
 Krasny, J., Hrkal, Z, Noble, Parker, (eds) International Con- ference on Groundwater in Fractured Rock, 15 19 September 2003, Prague, Czech Republic. 
 Saxena, R., 1987:  
 Oxygen-18 
  fractionation in nature and estima- tion of groundwater recharge. Doctoral thesis, Uppsala Uni- versity, Div. of Hydrology, Rep. Ser. A No. 40, Uppsala. 
 SKB 2001: First TRUE Stage – Transport of solutes in an inter- preted single fracture. Proceedings from the 4 
 th  
 International Seminar Äspö, September 9 11, 2000, SKB Technical Report  
 TR-01.24. 
  
 SKB 2003: Grundvattnets regionala flödesmönster och samman- sättning – betydelse för lokalisering av djupförvaret. SKB Rapport  
 R-03-01. 
  
 SMHI 2004: GIS och  
 GIS-databaser 
  2004. SMHI Faktablad nr 19. 
 Tilly, Price, Maxe, Farrell,  
 P-O., 
  1999: Spårämnesförsök som undersökningsmetodik vid konstgjord grundvattenbild- ning. VAV AB,  
 VA-FORSK 
  rapport 1999:14, Stockholm. 
 Thomas, Arias, 2001: Groundwater flow into and out of two lakes partly surrounded by peatland. Johnson, KTH, Insti- tutionen för Mark- och Vattenteknik. 
 250 
  
 SOU 2004:67 
  
 Några hydrogeologiska undersökningsmetoder för bestämning 
  
 Litteratur för vidare studier 
 Englund,  
 J-O., 
  Moore, Schultz, J., (eds) 1988: Studies on Groundwater Recharge in Finland, Norway and Sweden. Proceedings of a workshop, Mariehamn, Åland, Finland, 25 26 September 1986. NHP Report No 23, Helsinki. 
 Gustafsson, Scott, 1986: Geohydrologiska förundersökningar i berg.  
 Bakgrund-metodik-användning. 
  BeFo 84:1. 
 Hydrogeology Journal, 2002: Theme Issue: Groundwater Recharge Volume 10. 
 Knutsson, Mayer,  
 C-O., 
  2002: Grundvatten – teori och tillämpning. Svensk Byggtjänst, Stockholm. 
 Käss, Ashley, 1998: Tracing Technique in Geohydrology. Balkema, Rotterdam. 
 Buck, Thomas, Issar, A.S.  Simmers, I., 1990: Groundwater recharge- a guide to understanding and estimating natural recharge. Internat. Ass. Hydrogeologist Volume 8. Perez, Wells. 
 Lloyd, J.W., (ed) 1999: Water resources of hard rock Herrera in arid and  
 semi-arid 
  zones. Unesco Studies and reports in hydrology 58, Unesco Publishing, Paris. 
 Mazor, E., 2004: Chemical and isotopic groundwater hydrology. Third Edition. Hoffman, New York. Basel. 
 Armstrong, Price, 1988: A manual of field hydrogeology. Kane, New Jersey. 
 251 
  
 5 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 5.1 
  
 Inledning 
  
 Möjligheter att kunna bestämma mycket låga halter av joner och andra lösta ämnen i grundvatten kring ett djupförvar för använt kärnbränsle är en mycket viktig förutsättning för den framtida säkerhetsanalysen. Det gäller inte bara totalhalter utan även speciation 
 1  
 och transport genom de naturliga och konstgjorda barriärer, som kommer att omge kopparkapslarna vid deponering enligt  
 KBS-3 
  metoden. Detta gäller naturligtvis speciellt de s.k. radionukliderna, vilka utgörs av de grundämnesisotoper som sönderfaller under avgivande av elektromagnetisk strålning eller partikelstrålning, som är mer eller mindre skadliga för omgiv- ningen. Dessa isotoper förekommer delvis naturligt men det är också tänkbart att de kan frigöras från avfallet om inte de skyddande barriärerna fungerar som planerats. 
 Eftersom de allra flesta radionukliderna är mer eller mindre vattenlösliga är transportvägarna beroende av vattenförekomsten och i vilken form vattnet finns. 
 Fritt strömmande vatten måste naturligtvis undvikas eftersom det då sker en mycket snabb transport av lösta ämnen och även av kolloider. Kolloiderna kan bestå av utfällda radionuklider eller partiklar från bentoniten tillsammans med adsorberade ämnen. 
 Även om vattnet är stillastående sker dock en transport av joner och neutrala ämnen bl.a. genom diffusion. Drivkraften är den s.k. kemiska potentialen, som strävar att utjämna koncentra- 
  
 1  
 Speciation innebär fördelning av olika komplex. 
 253 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 tionsskillnader. Jonerna vandrar således från en högre kon- centration nära avfallet mot en lägre i omgivningen. 
 Det finns ytterligare en rad kemiska processer som påverkar transporten, t.ex. utfällning, upplösning, komplexbildning, oxi- dation/reduktion och adsorption på ytor i omgivningen. 
 Alla dessa processer kan samverka vid jontransporten. Vilken eller vilka av dessa processer som dominerar beror på jonernas kemiska egenskaper men även parametrar som vattnets pH- värde, jonstyrka,  
 redox-nivå 
  och förekomst av andra lösta ämnen och bakterier har stor inverkan. 
 Analys och transport av speciellt radionuklider i såväl konst- gjorda som naturliga barriärer är därför ett prioriterat forsk- ningsområde för Svensk Kärnbränslehantering AB (SKB). 
 Till detta har en rad analysmetoder använts, allt från en enkel mätning av elektrisk konduktivitet till olika kromatografiska metoder. Även atomabsorptionspektrometri (AAS) och en modernare och mer avancerad teknik som induktivt kopplad  
 plasma-masspektrometri 
 (ICP-MS) 
  har kommit till användning. Den senare analysmetoden har den stora fördelen att den erbjuder möjligheter till mätning av isotopkvoter. Den kan då användas för att t.ex. bestämma ålder och ursprung på grund- vatten och att spåra eventuella föroreningskällor av tungmetaller och radioaktiva ämnen. 
 Dessa mätningar förutsätter dock att isotopkvoterna för de aktuella ämnena är konstanta, vilket har visat sig vara en regel med många undantag. Det är tvärtom så att många, om inte de flesta, av de ovan nämnda kemiska processerna leder till en förändring av den naturliga isotopsammansättningen, vilket brukar betecknas med isotopfraktionering. Detta är ett viktigt skäl för KASAM att redogöra för kunskapsläget beträffande isotopanalyser och dessutom ge några exempel på processer som leder till isotopfraktionering. 
 Kapitlet börjar med en allmän redogörelse för grundämnen och isotoper samt en beskrivning av några egenskaper hos isotoper. 
 254 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 5.2 
  
 Grundämnen, isotoper och masstal 
  
 Atomer av ett visst grundämne karakteriseras av ett bestämt antal protoner i kärnan, som definierar ett s.k. atomnummer, vanligtvis betecknat med bokstaven Z. Ren koppar t.ex. inne- håller uteslutande atomer med atomnummer 29. Varje grund- ämne, som har mer eller mindre identiska egenskaper, har till- delats ett namn och en bestämd plats i det periodiska systemet. 
 Även om atomer av ett visst grundämne har ett bestämt antal protoner i kärnan, kan antalet neutroner variera inom vissa grän- ser. Det är detta faktum som ger upphov till s.k. isotoper. Ett exempel är grundämne 1, väte, som har en proton i kärnan men som dessutom kan innehålla 0, 1 eller 2 neutroner dvs. väte har tre isotoper med atommassorna 1, 2 och 3 med symbolerna H, D (eller  
 2 
 H) och T (eller  
 3 
 H). 
 Flera viktiga egenskaper hos isotoperna beror av deras massor, som alltså är summan av antalet protoner och neutroner och brukar betecknas med bokstaven A. Masstalet, A, ger ett appro- ximativt värde på atomvikten för en viss isotop och den totala atomvikten för ett visst grundämne bestäms av den aktuella blandningen av isotoper. 
 För att specificera en viss isotop av ett grundämne anges Z, A och den kemiska symbolen på ett bestämt sätt. Sålunda mot- svarar nedanstående beteckningar 
  
 63 
  
 235 
  
 1 
  
 Cu, U, H 
 29 92 1 
 tre bestämda isotoper av grundämnena koppar, uran och väte, nämligen  
 Cu-63, 
 U-235 
  och Nichols 
  
 5.2.1 
  
 Isotopfraktionering vad är det? 
  
 Två olika isotoper av samma grundämne har alltså olika masstal men i stort sett samma kemiska egenskaper eftersom dessa i huvudsak bestäms av antalet elektroner. Vissa kemiska effekter kan emellertid uppkomma på grund av skillnaderna i masstal. 
 255 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 Olika isotoper kan ha något olika jämviktskonstanter för en viss kemisk reaktion, vilket kan ge upphov till s.k. isotopfraktione- ring. Omfattningen av isotopfraktioneringen kan uttryckas genom en fraktioneringsfaktor,  
 α 
 , också känd som separa- tionsfaktor eller anrikningsfaktor.  
 α  
 utgör kvoten mellan två isotoper i en förening eller fas genom motsvarande kvot i en annan fas dvs. 
  
 =  
 ( 
 l  
 N /  
 t  
 N) 
 1  
 ( 
 l  
 N /  
 t  
 N)  
 2 
  
 där  
 l 
 N och  
 t 
 N betecknar den relativa förekomsten av lätta och tunga isotoper i de två föreningarna, 1 och 2. 
 För att erhålla mer hanterliga tal (med färre decimaler) brukar man ofta använda nedanstående samband. De anrikningsfaktorer som vi i fortsättningen anger i detta kapitel baseras på detta uttryck 
  
 ( 
 l  
 N/ 
 t 
 N)  
 prov 
  
 l  
 , 
 t  
 N  
  
 =  
  
 1 
  
 1000 
  
 ( 
  
 l  
  
 N/ 
  
 t 
  
 N) 
 referens 
  
 Ett exempel på en jämviktsreaktion, som innebär isotopanrik- ning är utfällning av  
 kalcium-karbonat 
  (CaCO 
 3 
 ) från en vatten- lösning.  
 Juarez 
  anrikas med en faktor på 2,5 % vid utfällningen. Fraktioneringsfaktorn beror på temperaturen och detta kan följaktligen användas för att bestämma temperaturen på vattnet när utfällningen ägde rum. Detta är grunden för den s.k. syre-  
 isotop-geotermometern. 
  
 Fotosyntesen är ett exempel på en anrikning av en lättare isotop, i detta fall  
 12 
 C, i förhållande till den tyngre isotopen  
 13 
 C. Cellulosa och lignin i trä har på detta sätt anrikats med en faktor på omkring 2,5 %. Denna anrikning är snarast ett exempel på en kinetisk effekt på grund av att  
 C-12 
  rör sig snabbare genom processen och därigenom anrikas. 
 Fysikaliska processer som förångning, kondensation och ter- misk diffusion kan också resultera i avsevärd fraktionering. Så 
 256 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 blir t.ex. den lättare syreisotopen,  
 16 
 O, anrikad i vattenångan från havet. Genom att å andra sidan de tyngre syreisotoperna anrikas vid kondensationen resulterar detta i en ytterligare anrikning av  
 16 
 O i atmosfären. Genom förångnings- och kondensationspro- cesser vid ekvatorn och vid polerna kan vattnet vid polerna anrikas på  
 16 
 O med upp till 5 %. 
 Den klyvbara uranisotopen,  
 235 
 U, kan separeras och anrikas från den mer förekommande,  
 icke-klyvbara 
  isotopen,  
 238 
 U, genom de små skillnader i hastighet som uppstår när  
 235 
 UF 
 6  
 och  
 238 
 UF 
 6  
 ska passera genom porösa barriärer (se även avsnitt 5.4.5) 
  
 5.2.2 
  
 Radioaktiva isotoper 
  
 Det är bara en bråkdel av isotoperna som är stabila medan de andra förändras spontant genom s.k. radioaktivt sönderfall. En radioaktiv isotop sönderfaller till en eller flera stabila isotoper under avgivande av energi. Exempelvis omvandlas den radio- aktiva isotopen tritium, T,  
 (H-3), 
 3 
 H alltid till  
 Helium-3, 
 3 
 He, genom att avge en  
 -partikel 
  (egentligen en energirik elektron). 
 Under normala förhållanden sker sönderfallet för varje radio- aktiv isotop med en väldefinierad och karakteristisk hastighet. Det innebär att om ingen nybildning sker är det bara en tidsfråga innan alla radioaktiva isotoper försvinner. Några isotoper sön- derfaller emellertid så långsamt att de existerar på jorden även 4 500 miljoner år sedan de bildades.  
 Kalium-40, 
 40 
 K, rubidium- 87,  
 87 
 Rb,  
 neodym-144, 
 144 
 Nd,  
 uran-235, 
 235 
 U,  
 uran-238, 
 238 
 U, och  
 torium-232, 
 232 
 Th, är exempel på sådana långlivade isotoper. 
 Det kan i förstone upplevas som förbryllande hur mer kort- livade isotoper, som t.ex.  
 radon-222 
  ( 
 222 
 Ra) och  
 kol-14 
  ( 
 14 
 C), är så pass vanliga på jorden. Orsaken är att mängden av dessa för- nyas genom speciella kärnreaktioner,  
 222 
 Ra genom radioaktivt sönderfall av uran och  
 14 
 C genom inverkan av kosmisk strålning. Kärnvapen och kärnkraftsanläggningar ger också upphov till en rad radioaktiva isotoper. 
 257 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 5.2.3 
  
 Grundämnenas isotopsammansättningar 
  
 Sedan i slutet av  
 1930-talet 
  har geokemister, astrofysiker och kärnfysiker med förenade ansträngningar försökt att förklara hur den observerade isotopsammansättningen av olika grundämnen har uppkommit. Väte och helium antas ha bildats vid Big Bang, medan resten av grundämnena har sitt ursprung på olika plane- ter. 
 De relativt sällsynta isotoperna med masstal  
 5-10 
  (litium, beryllium, bor) har delvis bildats genom kosmisk strålning, medan det mesta tyder på att de tyngre grundämnena synte- tiserats genom olika typer av kärnreaktioner, som därigenom har givit upphov till de olika isotopsammansättningarna. Sålunda har praktiskt taget allt järn på jorden och i meteoriter visat sig innehålla 5,8 %  
 54 
 Fe, 91,72 %  
 56 
 Fe, 2,2 %  
 57 
 Fe och 0,28 %  
 58 
 Fe. 
 Det faktum att isotopsammansättningen av olika grundämnen är relativt konstant har gjort det meningsfullt att göra tabeller med genomsnittliga atomvikter. Atomvikterna är oerhört viktiga vid alla kemiska beräkningar. 
  
 5.2.4 
  
 Isotopernas egenskaper 
  
 Generellt sett kan skillnader i egenskaper hos olika isotoper av samma grundämne ha två orsaker – skillnader i massa eller skill- nader i kärnstrukturen. Man brukar kalla den första orsaken för isotopeffekten medan den andra orsaken har namngivits på olika sätt beroende på dess effekter. 
 Helium har två stabila isotoper  
 3 
 He och  
 4 
 He, som finns i gas- form under normala förhållanden. Vid en viss temperatur och ett visst tryck kommer  
 4 
 He att väga 33 % mer än samma volym av  
 3 
 He och kommer därigenom att få en högre densitet. Om väte- isotopen H byts mot deuterium D i vatten så fås vad som kallas tungt vatten, vars täthet är ca 10 % högre än för normalt vatten. 
 258 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 Ytterligare en skillnad i egenskaper som beror av massan har att göra med atomers rörelsehastighet. Lättare ämnen rör sig med en genomsnittligt högre hastighet. 
  
 3 
 He i gasform rör sig i genomsnitt 15 % fortare än gasformig  
 4 
 He vid samma temperatur. 
 Andra egenskaper som beror på rörelsehastigheten är termisk konduktivitet och gasers viskositet. 
 Som tidigare nämnts finns det skillnader i egenskaper som beror av kärnstrukturen. Radioaktiviteten är en av dessa och är resultatet av en samverkan mellan de krafter som verkar mellan protoner, neutroner och elektroner. T.ex. är  
 6 
 He radioaktiv medan  
 4 
 He är stabil. 
 Kärnspinn är en annan egenskap hos vissa isotoper, som beror av antal och arrangemang av neutroner och protoner i atom- kärnan. Det betyder att atomkärnorna fungerar som små magne- ter, som t.ex. kan samverka med elektromagnetisk strålning. Det är denna egenskap, som utnyttjas i  
 NMR-spektroskopi, 
  som har tillämpningar inom grundforskning, medicin och en rad teknikområden. 
 Fördelningen av neutroner och protoner i kärnan påverkar också omgivande elektroner. 
 En extra neutron i en viss isotop gör det möjligt att sprida protonerna på ett nytt sätt och kan också påverka atomkärnans form, vilket i sin tur inverkar på de energier som kan avges eller upptas av elektronerna. 
  
 5.2.5 
  
 Klyvbara isotoper 
  
 Inga grundämnen med atomnummer högre än 83, Z>83, (Dunn) har stabila isotoper dvs. alla isotoper är föremål för radioaktivt sönderfall. De grundämnen som i första hand är aktuella i samband kärnkraftens utnyttjande är de s.k. aktinider- na dvs. Z90, på grund av att några av dessa isotoper är klyvbara. 
 259 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 Bland aktiniderna finns de enda kända klyvbara isotoperna med en enorm potential för energiproduktion men som också innebär långsiktiga risker för omgivningen. Uran med atom- nummer 92 har ett par klyvbara isotoper  
 235 
 U och  
 233 
 U. Pluto- nium med Z=94 har också två klyvbara isotoper av stor betydelse nämligen  
 239 
 Pu och  
 241 
 Pu. Dessa bildas som icke önsk- värda biprodukter i en kärnkraftsreaktor genom att  
 238 
 U, som själv inte är klyvbart, fångar upp neutroner vid klyvningen av  
 235 
 U.  
 235 
 U förekommer endast med en halt av ca 0,7 % i naturligt uran och måste anrikas upp till en halt av 2,8 % innan en kärn- reaktion kan sättas igång (Spiro  White, 2003a). 
 Tyngre aktinider, Z>94, har huvudsakligen ett vetenskapligt intresse även om de har fått en viss användning inom cancer- terapin.  
 232 
 Th har ett potentiellt stort ekonomiskt värde eftersom den kan omvandlas till  
 233 
 U, som i sin tur är klyvbar. 
 Även om några få isotoper är klyvbara så finns det många fler instabila eller radioaktiva isotoper. Faktum är att alla grund- ämnen har en eller flera radioaktiva isotoper. Som tidigare nämnts har det lättaste grundämnet av alla, väte, två isotoper, D (deuterium) och T (tritium) varav den sistnämnda är radioaktiv. Över 1000 radioaktiva isotoper är kända, varav ungefär 50 finns i naturen, resten är artificiellt framställda. 
 Mer än 500 radioaktiva isotoper produceras i kärnreaktorer. Radioaktiva isotoper har en rad användningsområden inom 
 medicin och teknik: Radioaktiva spårämnen för bild- och funktionsdiagnostik, t.ex.  
  
 99 
 Tc-fosfatkomplex 
  för  
 skelett-scinti- 
  grafi, en rad andra  
  
 99 
 Tc-märkta 
  substanser för diagnostik av hjärta, njurar, lungor och andra organ och vävnader,  
  
 18 
 F-märkt 
  Scott för tumördiagnostik 
 Radioaktiva preparat används för lokaliserad strålbehandling, t.ex.  
 125 
 I och  
 192 
 Ir för behandling av tumörer.  
 60 
 Co används som strålkälla inom cancerterapin,  
 131 
 I för att lokalisera hjärntumörer.  
 14 
 C används för studier av diabetes, gikt, blodbrist m.m. 
  
 241 
 Am används i brandvarnare. T i utrymningsskyltar samt  
 210 
 Po och  
 238 
 Pu för  
 el-generering 
  inom rymdindustrin. 
 260 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 5.3 
  
 Analytiska metoder och deras begränsningar 
  
 5.3.1 
  
 Masspektrometri 
  
 Masspektrometri (MS) är den analysteknik som har försett oss med det mesta av det experimentella underlag på vilket vår förståelse om atomernas egenskaper och i synnerhet isotopernas existens är baserat. 
 Campbell har fått äran av att ha konstruerat det första instrument, som kunde användas för att separera atomer på grundval av förhållandet mellan deras massa/laddning. Det var experiment med detta instrument som ledde till upptäckten av de första två isotoperna över huvud taget nämligen  
 20 
 Ne och  
 22 
 Ne i ädelgasen neon år 1913. (Rouessac  Rouessac, 2000) Detta arbete följde på Sellers nobelpris i fysik, 1906, för studier av speciella egenskaper hos elektronen. 
 En av Sellers kollegor, Mccormick, fortsatte detta ban- brytande arbete och över 200 naturliga isotoper upptäcktes, bl.a. en tredje neonisotop,  
 21 
 Ne, som endast förekommer i små mängder. Mccormick tilldelades nobelpriset i kemi 1922 för dessa enastående upptäckter. Platzner (Plantzner, 1997) ger en kortfattad historisk betraktelse av den tidiga utvecklingen av MS i en relativt nyutkommen bok, som också utgör en god kun- skapskälla om isotopmätningar i allmänhet. 
 Över hundra år efter den ursprungliga idén, har en stor mängd instrument för MS konstruerats, i själva verket alldeles för många för att kunna beskrivas i detalj här. Redogörelsen be- gränsas därför till en diskussion om den typ av  
 magnet-sektor- 
  instrument, som användes i Sellers ursprungliga konstruk- tion och som används ännu idag. Den grundläggande förutsätt- ningen i MS är att en laddad partikels rörelse i vakuum kan manipuleras genom påverkan av magnetiska eller elektriska fält. Som synes i figur 5.1 kommer joner med olika kvoter massa/laddning att röra sig i cirkulära banor med olika radier i ett magnetiskt fält. Ett annat viktigt kännemärke är att joner med olika kvoter massa/laddning fokuseras längs ett plan. 
 261 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 Genom att införa en rad detektorer längs detta fokalplan är det möjligt att kontrollera en mängd joner samtidigt och att därigenom mäta isotopkvoter med mycket hög precision. 
 Efter det att jonerna har bildats i någon lämplig källa, vide infra, anrikas provet genom att man applicerar en stor potential- gradient mellan jonkällan och masspektrometern med motsatt laddning i förhållande till jonladdningen. På detta sätt accelereras jonerna till höga hastigheter, som hindrar dem från att helt enkelt diffundera till ytorna i instrumentet där de kan neutra- liseras. 
 En förutsättning är att jonerna överlever transporten från jonkällan till detektorn, vilket underlättas genom att åstadkom- ma vakuum i instrumentet. När trycket sjunker blir det färre kollisioner mellan partiklarna. Kollisioner är oönskade av två skäl. Det första skälet är att jonerna kan tappa sin laddning genom att överföra elektroner till sin kollisionspartner, vilket leder till att antalet detekterbara joner minskar. Det andra skälet är att joner kommer ur spår vilket leder till att de inte når detek- torn och på det viset uppkommer förluster. Den senare effekten kan liknas vid när en biljardboll snuddar vid en annan på sin väg till fickan. Kollisionen innebär ovillkorligen en missad stöt. De spridda jonerna tenderar att kollidera med instrumentdelar, som t.ex. magnetpolerna där de neutraliseras. 
 Den största delen av resttrycket i en masspektrometer är resultatet av läckage av atmosfärsgaser in i instrumentet. Dessa gaser, huvudsakligen syre (O 
 2 
 ), kväve (N 
 2 
 ) och argon (Ar) är mycket lätta, dvs. de har låga masstal vilket leder till att de sprider lättare joner i högre grad än tyngre. En stillastående biljardboll har betydligt större effekt på en kolliderande bordtennisboll än på ett bowlingklot i rörelse. Följaktligen kommer tyngre joner att lättare överleva transporten genom masspektrometern än lättare joner vilket betyder att detek- tionsgränsen ökar med massan. Det bör dock påpekas att det finns andra effekter som också påverkar problemet, som brukar benämnas instrumentell massdiskriminering eller massavvikelse. Detta får till effekt att när en isotopkvot mäts 
 262 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 experimentellt kommer resultatet inte att motsvara den egentliga sammansättningen i provet. Experimentella  
 MS-data 
  måste därför alltid korrigeras för instrumentell massdiskriminering. Denna korrigering görs genom mätning på ett prov med en känd isotopsammansättning. Här finns emellertid ett dilemma genom att isotopsammansättningen har bestämts genom mätning med MS. Lösningen till detta problem är att använda sig av syntetiserade blandningar av rena isotoper. 
 Även om det finns mer effektiva metoder för att anrika rena isotoper kan MS också användas för detta ändamål. Historiskt sett har stora masspektrometrar, s.k. calutrones, utvecklats för elektromagnetisk anrikning av  
 235 
 U, dvs. den uranisotop som an- vändes vid tillverkning av den första atombomben i Manhattan- projektet (Gordon  Rousseac, 2000). Under förutsättning att det finns tillräckligt rena prov av två eller fler isotoper kan man åstadkomma blandningar med en känd sammansättning. Genom att jämföra uppmätta isotopkvoter (R 
 meas 
 ) med kända sådana 
 (R 
 true 
 ) kan man kalibrera sitt instrument, dvs. bestämma den instrumentella massdiskrimineringsfaktorn (K): 
  
 R 
 true  
 = R 
 meas 
 · K; K = R 
 true 
 /R 
 meas 
 Det bör nämnas att K är massberoende och därför måste be- stämmas för varje grundämne och kanske t.o.m. för varje par av isotoper som studeras. (Woodhead, 2002). Korrektionsfaktorns teoretiska betydelse har varit föremål för omfattande undersök- ningar (Russell et al, 1978). 
 En fullständig matematisk behandling av massdiskriminerings- faktorn bygger på en grundläggande förståelse av de under- liggande fysikaliska orsakerna. Fram till dess förblir K en empi- risk korrektionsfaktor trots att den ofta förekommer i olika lagar som refereras till i litteraturen. Av detta skäl finns ett växande behov av att försäkra sig om att de isotopkvoter som uppmäts och korrigeras i ett laboratorium kan reproduceras i ett annat. Detta nödvändiggör att det finns referensmaterial för användning som internationell standard vid kalibrering av mät- 
 263 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 ningar med masspektrometri. Referensmaterial med certifierade isotopsammansättningar kan erhållas från sådana auktoriteter som Institute for Reference Materials and Measurements, Geel, Belgien och National Institute of Standards and Tech- nology, Gaithersburg, USA. 
 (a) 
  
 Jonkälla 
  
 Jonoptik 
  
 Mass- 
  
 Detektor 
  
 analysator 
  
 Vacuum system 
  
 (b) 
  
 (c) 
  
 m / z  
 = 
  
 B 
 2  
 r  
 2  
 q 
 e 
  
 2 V 
  
 m = isotopmassa (kg) 
  
 z 
  
 = jonladdning (enhetslös) 
  
 B 
  
 = magnetisk fältstyrka (T) 
  
 r 
  
 = magnetsektorns böjningsradie (m) 
  
 q 
 e 
  
 = elektronladdning  
 (1.60×10 
 -19 
  
 C) 
  
 V 
  
 = accelerationspotential (V) 
  
 Figur 5.1. Schematiskt diagram som visar (a) masspektrometerns uppbyggnad; (b) en detaljskiss av en massanalysator av magnet- sektor typ; (c) huvudekvationen för masseparationen. Jonerna som bildas i jonkällan har karakteristiska kvoter massa/laddning (m/z). Jonerna accelereras av en potential över jonoptiken och injiceras i massanalysatorn. Eftersom magnetsektorn har en bestämd böjnings- radie (r), kan joner med olika m/z fokuseras genom att variera antingen accelerationspotentialen (V) eller den magnetiska fält- styrkan (B). En ökning av B eller en minskning av V kommer att föra tyngre joner till fokus i en given punkt av fokalplanet enligt 
 (b). 
 264 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 5.3.2 
  
 Infraröd spektroskopi 
  
 Även om masspektrometri avgjort är det första valet av teknik för isotopanalyser är det dock inte det enda. Den stora fördelen med MS i sina olika varianter är att den är applicerbar på i stort sett alla grundämnen och föreningar. Som tidigare nämnts kan, å andra sidan, massdiskrimineringen utgöra en stor felkälla om man inte kompenserar för den på ett riktigt sätt. Det finns därför motiv för att hitta andra tekniska metoder att mäta isotopkvoter för att kunna verifiera data på ett oberoende sätt. En sådan metod är infraröd (IR) spektroskopi. 
 När det gäller isotopmätningar är dock  
 IR-spektroskopin 
  fortfarande väldigt mycket i sin barndom. I motsats till MS, med vilken man kan mäta isotopsammansättningar av föreningar av nästan alla slag, är IR för närvarande endast applicerbar på för- eningar som är i gasform. Isotopmätningar med hjälp av IR- spektroskopi har därför huvudsakligen utförts på gaser i atmo- sfären, bland vilka koldioxid (CO 
 2 
 ) har blivit ett populärt val. (Becker  
 et al.,  
 1992; Brooks  
 et al.,  
 2000) Den största fördelen med IR jämfört med MS, bortsett från frånvaron av problem med massdiskriminering, är att den är betydligt billigare och portabel. Mätning och övervakning av atmosfären utgör därför de vik- tigaste applikationsområdena. 
 Brooks  
 et al.  
 (2000) har anmärkt att man med IR spektroskopin kan analysera s.k. isotopomerer i gaser som ozon (O 
 3 
 ) och dikväveoxid (N 
 2 
 O). Den senare är en gas som påverkar den globala uppvärmningen och som bryter ned ozonlagret i strato- sfären (Spiro  Stagliani, 2003). Isotopomerer kallas de kemiska föreningar i vilka en eller flera atomer utgörs av isotopblandningar. Eftersom det finns två stabila väteisotoper,  
 1 
 H och  
 2 
 H kan den enkla vätemolekylen (H 
 2 
 ) förekomma i form av tre isotopomerer nämligen  
  
 1 
 H- 
 1 
 H, 
  
 1 
 H- 
 2 
 H 
  och  
  
 2 
 H- 
 2 
 H, 
  vilka representerar alla tänkbara kombinationer av två väteatomer. 
 När det gäller N 
 2 
 O finns det två isotopomerer,  
 14 
 N 
 15 
 N 
 16 
 O och  
 15 
 N 
 14 
 N 
 16 
 O som har identiskt lika molekylvikt och som därför inte kan skiljas med hjälp av MS (Yung  Castillo, 1997). Orsaken 
 265 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 till att man med hjälp av IR spektroskopi kan skilja på och analysera dessa och andra par av isotopomerer ligger i bind- ningen mellan atomerna i molekylen. 
 Även om massdiskriminering inte utgör ett problem med  
 IR-spektroskopin 
  kräver metoden ändå en kalibrering för att överföra instrumentets utslag till en viss koncentration av iso- topomerer. Gaser med standardiserade sammansättningar måste därför finnas för att kalibrera mätningarna. Sådana gasstandards är ofta analyserade med MS (Brooks  
 et al.,  
 2000) Lyckligtvis kan syntetiska standards också tillverkas genom att använda iso- topanrikade ursprungsmaterial och renade produkter, som inne- bär att beroendet av MS minskar. 
 De flesta bilägare kommer omedvetet förr eller senare i kon- takt med IR spektroskopi. (Rouessac  Rouessac, 2000) Sådana instrument används nämligen rutinmässigt vid mätning av ut- släpp av giftiga gaser som kolmonoxid, oförbränt bränsle i form av kolväten etc. 
  
 5.4 
  
 Tillämpningar av isotopskvotsmätningar 
  
 Mätning av isotopkvoter har ett stort antal tillämpningsområden inom flera vetenskapsområden (Platzner, 1997). Särskilt rele- vanta forskningsområden behandlar datering av grundvatten och isotopanalys av aktinider, särskilt uran (U) och plutonium (Pu), vilka närmare beskrivs nedan. 
  
 5.4.1 
  
 Datering av grundvatten 
  
 Masspektrometrin har en viktig roll att fylla i samband med valet av plats för slutförvaret av använt kärnbränsle. 
 Ett viktigt kriterium för platsvalet är, att i händelse av läckage från deponerade kopparkapslar, de frigjorda radionukliderna kan isoleras av geologiska barriärer och hindras från att nå biosfären (KASAM, 2001). Förorenat vatten från förvaret kan då inte 
 266 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 obehindrat blanda sig med omgivande vatten. Genom att införa stabila isotoper eller långlivade radioaktiva spårämnen och mäta deras transport genom geologiska barriärer och förekomst i omgivande miljöer kan man undersöka flödesvägar i borrhål. Genom att mäta förändringar i isotopsammansättningen kan man få en uppfattning om transporthastigheter i berget. Sådana försök har nyligen påbörjats i Äspö. 
 En mer traditionell,  
 icke-inkräktande 
  metod att fastställa hur effektivt berget är som barriär mot spridning av radionuklider utgörs av dateringstekniker. Dessa består i analys av utvalda isotoper i vattenprover från borrhål i närheten av möjliga för- varsplatser. Vissa radioaktiva isotoper bildas naturligt genom inverkan av kosmisk strålning på atomer på jordytan. Sådana s.k. kosmogena radionuklider sprids i atmosfären och genom in- verkan av regn och snö kommer de slutligen att nå vatten- samlingar på jordytan. En radioaktiv klorisotop,  
 36 
 Cl, uppvisar särskilt lovande egenskaper för datering av grundvatten (Faure, 1986). Denna isotop har en halveringstid av 3,08x10 
 5  
 år och de kemiska egenskaperna hos kloridjonen utgör en god garant för att den bildade  
 36 
 Cl förblir i lösning. En minskning av  
  
 36 
 Cl-halten 
  beror således endast på radioaktivt sönderfall och inte på utfäll- ningsreaktioner, som också kan påverka kosmogena radionuk- lider. Detta gör att miljoner år gammalt vatten kan åldersbestäm- mas. 
 Mätningar av  
 36 
 Cl i färska isprover från Salas har visat på halter av 2,5x10 
 6  
 atomer/kg is. Om en viss vattenvolym eller ett stycke is har isolerats från inflöde av nybildad  
 36 
 Cl minskar halten exponentiellt, vilket visas i  
 figur 5.2.  
 Under förutsättning att man känner till den ursprungliga koncentrationen i vattnet och kan mäta den nuvarande nivån i ett prov från t.ex. ett borrhål, kan vattnets ålder beräknas. Om den uppmätta  
 36 
 Cl- halten t.ex. är 1,25x10 
 6  
 atomer/kg (1,25 miljoner atomer/kg = 1,25 Matomer/kg) motsvarar provets ålder en halveringstid, dvs. omkring 0,3 miljoner år (0,3 Mår). Om ett vatten från en viss plats har isolerats från inflöde av yngre och färskare vatten under mycket lång tid är det troligt att de geologiska formationerna 
 267 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 också kan begränsa utflödet av radionuklider från eventuellt skadade kopparkapslar i ett förvar av utbränt kärnbränsle. 
 Ytterligare exempel på användning av radioaktiva isotoper i samband med datering av grundvatten och grundvattenflöden ges i kap. 4. 
  
 Ålder (Mår) 
  
 0 
  
 1 
  
 2 
  
 3 
  
 3 
  
 3 
  
 ) 
  
 -1 
  
 kg 
  
 (Matom 
  
 2 
  
 2 
  
 1 
  
 1 
  
 Konc 
  
 0 
  
 0 
  
 0 
  
 2 
  
 4 
  
 6 
  
 8 
  
 10 
  
 Ålder (halveringstider) 
  
 Figur 5.2.  
 Ändringar i koncentrationen av den kosmogena radio- nukliden  
 36 
 Cl i grundvatten som funktion av tiden. Det har antagits att initialkoncentrationen är 2,5 × 10 
 6  
 atomer  
 kg 
 -1 
 , 
  som är det uppmätta värdet i färska isprover från Antarktis (Faure, 1986). Efter 3,08 × 10 
 5  
 år (en halveringstid), har initialkoncentrationen halverats. Mätningar av koncentrationen av  
 36 
 Cl i grundvatten med hjälp av masspektrometri gör det därigenom möjligt att bestämma provets ålder. 
 268 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 5.4.2 
  
 Spårande av radioaktiva källor 
  
 Uran i naturligt förekommande mineral har i huvudsak en konstant isotopsammansättning, som består av 0,005 %  
 234 
 U, 0,720 %  
 235 
 U och 99,275 %  
 238 
 U (Richter  
 et al.,  
 1999; Desideri  
 et al.,  
 2002; Cobb  
 et al.,  
 2003). 
 Den resulterande kvoten,  
 235 
 U/ 
 238 
 U   
 7,25x10 
 -3 
  
 är därför den som kan förväntas i t.ex. biologiska material och kroppsvätskor från växter och djur som utsatts för exponering av uran i den naturliga miljön. Den naturliga isotopsammansättningen blir emellertid radikalt förändrad genom de industriella processer som syftar till en anrikning av uran för tillverkning av kärn- bränsle eller kärnvapen. I båda tillämpningarna fordras en anrik- ning av  
 235 
 U, om än i mycket olika omfattning. För användning som bränsle i lättvattenreaktorer av den typ som används i Sverige måste halten av  
 235 
 U vara minst 2,8 %, medan en anrik- ning till ungefär 93 %  
 235 
 U krävs för tillverkning av kärnvapen (Spiro  White, 2003). En biprodukt i denna anrikningspro- cess är det ökända materialet utarmat uran (depleted uranium, DU). 
 I kölvattnet av Gulfkriget och den senare Balkankonflikten, uppstod farhågor om att exponeringen för avfall från pansar- brytande ammunition, som innehåller utarmat uran, skulle ut- göra en hälsorisk (Sandström, 2002). Analyser av jordprover från Kosovo efter konflikten har resulterat i förändrade isotopkvoter vilket tyder på att det har skett en förorening av området genom användning av utarmat uran i ammunitionen. Urinprover som togs från boende i det område som misstänktes vara förorenat av utarmat uran visade däremot naturliga isotopkvoter av uran (Tresl.  
 et al.,  
 2004), vilket visas i  
 figur 5.3(a). 
  
 Under 2001 gjordes en undersökning av de deltagarna i den svenska fredsstyrkan. Urinprover togs och analyserades med MS före avresan till Kosovo och efter sex månaders tjänstgöring där. Koncentrationerna av uran i urin visades sig vara ungefär 10 gånger lägre vid det senare tillfället vilket åskådliggörs i  
 figur 5.3(b).  
 (Sandström, 2002) 
 269 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 8.5 
  
 (a) 
  
 U x 1000 
  
 8.0 
  
 7.5 
  
 238 
  
 U/ 
  
 235 
  
 7.0 
  
 6.5 
  
 0 
  
 5 
  
 10 
  
 15 
  
 20 
  
 25 
  
 30 
  
 35 
  
 Provnummer 
  
 160 
  
 kreatinin) 
  
 (b) 
  
 120 
  
 80 
  
 -1 
  
 g 
  
 U (ng 
  
 40 
  
 0 
  
 1 
  
 3 
  
 5 
  
 7 
  
 9 
  
 11 
  
 13 
  
 15 
  
 17 
  
 19 
  
 21 
  
 Provnummer 
  
 Figur 5.3 (a).  
 Uranisotopkvoter uppmätta i urinen hos lokal- befolkningen i ett område som antas ha blivit smittat av utarmat uran. Osäkerhetsnivåerna motsvarar 95 % konfidensintervall; data har hämtats från Tresl et al. (2004). 
  
 (b)  
 Urankoncentrationer i urinen hos KFOR personal före avresan från Sverige (skuggade staplar) och efter sex månaders tjänst i Kosovo (ofyllda staplar). Data har hämtats från Bowman (2002). 
 270 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 På detta vis har användningen av MS bidragit till att skingra farhågorna i samband med den svenska personalens exponering för utarmat uran. 
 Det bör nämnas att använt kärnbränsle från kärnkraftsreaktorer fortfarande innehåller  
 235 
 U. Genom upparbetning kan  
 235 
 U återanrikas upp till omkring 4 % och användas som bränsle i en reaktor (Desideri  
 et al.,  
 2002). Vid den kemiska upparbetningen av använt kärnbränsle kommer dock både det anrikade uranet och biprodukten utarmat uran att vara förorenade av nybildade isotoper som  
 236 
 U,  
 239 
 Pu och  
 240 
 Pu. 
 Analyser med hjälp av masspektometri har givit ovedersägliga bevis för att den pansarbrytande ammunition, som användes i Balkan, åtminstone delvis innehöll utarmat uran från upparbetat kärnbränsle. Detta har åstadkommit en spridning av konstgjorda radioaktiva isotoper i miljön. De mängder av radionuklider som har tillförts har dock ansetts vara obetydliga i förhållande till andra källor, som till exempel utsläppen från Tjernobyl, och deras toxikologiska effekter har ansetts vara försumbara. 
 Masspektrometrin har också en viktig roll att fylla när det gäller att identifiera spridningskällor av radioaktiva föroreningar i miljön. Under den senare hälften av  
 1900-talet, 
  med maximum under perioden  
 1963-64, 
  har kärnvapensprängningar i strato- sfären utförda av USA och Sovjetunionen, givit upphov till en spridning av radioaktivt material över jordklotet. 
 Detta resulterade i ett globalt nedfall av storleksordningen 50 100 Bq  
 m 
 -2 
  
 uttryckt som summan av de vanligaste isotoperna,  
 239 
 Pu och  
 240 
 Pu, och med beteckningen  
 239+240 
 Pu. Det kan dess- utom förekomma lokala eller regionala källor som läckage eller medvetna utsläpp från kärnkraftsverk, upparbetningsanlägg- ningar, reaktor- eller satellitolyckor (Warneke  
 et al.,  
 2002). En lokal eller regional spridningskälla kan troligen upptäckas på grund av en förhöjd mängd av  
 239+240 
 Pu, men en mätning av iso- topkvoter ger en mer definitiv information, eftersom varje källa har en karakteristisk isotopsammansättning (Wall  
 et al.,  
 1999; Warneke  
 et al.,  
 2002; Ketterer  
 et al.,  
 2004). 
 271 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 Det bör poängteras att användningen av  
 239+240 
 Pu beror på den vanliga tillämpningen av  
 -spektrometri 
  för att mäta mängden plutonium i omgivningen. Energinivåerna hos  
 -partiklar, 
  som avges vid sönderfall av  
 239 
 Pu resp.  
 240 
 Pu, är i de flesta fall alltför lika för att kunna separeras och som en konsekvens av detta mäts i stället summan av de båda isotoperna (Mitchell  
 et al.,  
 1997). 
 Isotopdata för plutonium har samlats i  
 tabell 5.1,  
 där det framgår att kvoten  
 240 
 Pu/ 
 239 
 Pu varierar stort mellan olika källor, vilket ger möjligheter att identifiera spridningskällorna till för- oreningarna. Denna möjlighet exemplifieras genom data som visas i  
 figur 5.4  
 (hämtad från Ketterer  
 et al.,  
 2004). Där visas att jordprover från södra Polen är förorenade av nedfall av pluto- nium från norra halvklotet. Prover från nordöstra Polen har däremot visat sig innehålla föroreningar från olyckan i Tjernobyl. Det plutonium som finns i de sist nämnda proverna represen- terar en blandning av material från två olika källor. 
 Det är viktigt att inse att isotopkvoter kan ändras under den aktuella tidsrymden för ett förvar för utbränt kärnbränsle eftersom radionukliderna har olika halveringstid. När det gäller  
 239 
 Pu och  
 240 
 Pu framgår detta tydligt i  
 tabell 5.1 (a).  
 Skillnader mellan isotopsammansättningar från olika källor kommer dock att bestå och därför kommer mätningar av isotopkvoter att ge värdefull information om spridningskällorna långt in i framtiden. Efter ca 65 000 år, vilket motsvarar 10 halveringstider av  
 240 
 Pu kommer dock koncentrationen av  
 240 
 Pu att endast vara endast 0,1 % av den nuvarande. Den blir därför svår att detektera åtminstone med dagens teknologi. 
 272 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 Tabell 5.1. (a) Halveringstider (Kelley et al., 1999; Ketterer et al., 2002) och  
 mängd-förhållanden 
  av Pu isotoper i vapenhaltig plutonium (Mitchell et al., 1997). 
 (b) Atomkvoter för de två vanligaste Pu isotoperna med varierande ursprung. 
  
 (a) Isotop 
  
 Halveringstid (år) 
  
 Mängd (atom %) 
  
 238 
 Pu 
  
 87,74 
  
 239 
 Pu 
  
 24119 ± 27 
  
 93,3 97,0 
  
 240 
 Pu 
  
 6564 ± 11 
  
 2,9 6,0 
  
 241 
 Pu 
  
 14,33 ± 0,02 
  
 0,12 0,58 
  
 242 
 Pu 
  
 376000 
  
 (b) Pu källor 
  
 240 
 Pu/ 
 239 
 Pu 
  
 Referenser 
  
 Globalt nedfall (norra halvklotet) 
  
 0,166 0,194 
  
 Hickman., 1999 
  
 Vapenproduktion 
  
 0,01 0,07 
  
 Warneke et al., 2002 
  
 DU från upparbetat kärnbränsle 
  
 0,12 
  
 Desideri et al., 2002 
  
 Olyckan i Chernobyl 
  
 0,37 0,41 
  
 Muramatsu et al (2002), 
  
 Boulyga  Becker, 2002 
  
 5.5 
  
 Processer som leder till isotopfraktionering 
  
 I det s.k.  
 LTDE-projektet 
  undersöker SKB i vilken utsträckning olika radioaktiva ämnen kan diffundera in i bergmatrisen. LTDE står för Long Term Diffusion Experiment. I projektet Long Term Test of Buffer Material (LOT) studerar SKB diffusion av radioaktiva ämnen genom bentonitbufferten. 
 De aktuella projekten att studera transport av radionuklider genom berggrunden i Äspö och bentonit, innehåller två poten- tiellt komplicerande faktorer, som kan åstadkomma svårigheter när det gäller tolkning av resultaten. Grundvattenflödet genom berggrunden måste vara i stort sett försumbar i mätområdet för att få en diffusionsdriven transport och för att förhindra tillfällig spridning från någon radioaktiv läcka. 
 273 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 240 
 Pu/ 
 239 
 Pu 
  
 0.5 
 0.4  
  
 0.3 
 0.2 
 0.1 
  
 0 
  
 1 
  
 2 
  
 3 
  
 4 
  
 5 
  
 6 
  
 7 
  
 8 
  
 9 
  
 10 
  
 Provnummer 
 Figur 5.4. Isotopkvoter av Pu i  
 jord-prover 
  från Polen som visar på möjligheter att skilja mellan olika källor. Det nedre skuggade området innehåller de isotopkvoter  
 240 
 Pu/ 
 239 
 Pu som är typiska för nedfall på norra halvklotet. Pu i proverna 1 3, som är insamlade i södra Polen (fyllda symboler) visar klart att de kommer från denna källa. Det övre skuggade området omfattar sammansättningsinter- vallet av Pu med ursprung i Tjernobyl. Proverna 4 9 är från i nordöstra Polen och uppvisar isotopkvoter som är karakteristiska för en blandning mellan nedfall på norra halvklotet och Tjernobyl Pu. Data har hämtats från Ketterer et al. (2004). 
 Den första följdfrågan är om olika isotoper av samma grund- ämne transporteras med samma hastighet eller inte. Den andra frågan handlar om i vilken omfattning kemiska reaktioner, som utfällning och komplexbildning, kan leda till isotopfraktionering i djupförvaret. 
 Det är väl känt att lättare atomer och molekyler diffunderar fortare i gasfas, vilket används för att anrika den klyvbara uranisotopen  
 235 
 U, som tidigare nämnts. Denna process innebär att uran omvandlas till den flyktiga föreningen, UF 
 6 
 . Under 
 274 
 SOU 2004:67 Analys och fraktionering av olika isotoper 
 passagen genom var och en av en serie porösa diffusionsbarriärer, blir gasen allt mer anrikad på den lättare isotopomeren,  
 235 
 UF 
 6 
 , med en faktor som är lika med kvadratroten av  
 238 
 UF 
 6 
 / 
 235 
 UF 
 6  
 dvs. kvoten mellan molekylmassorna. Eftersom varje fluoratom har masstalet 19, blir anrikningsfaktorn 
 (238+6x19)/(235+6x19)  
  1,004, vilket innebär att det behövs hundratals diffusionsbarriärer för att anrika naturligt uran som innehåller 0,72 %  
 235 
 U, till den nivå som krävs i kärnbränsle dvs. minst 2,8 %  
 235 
 U (Spiro  White, 2003). 
 Även om isotopseparering genom gasdiffusion är en välkänd process, har motsvarande effekt i lösning beskrivits först helt nyligen (Rodushkin  
 et al.,  
 2004). 
  
 I 
  
 figur 5.5(a)  
 visas schematiskt att när en lösning av Fe 
 2+  
 kommer i kontakt med en annan jonfri lösning kommer Fe 
 2+  
 att diffundera in i den senare. Fe 
 2+  
 kommer gradvis att tränga längre in i den rena lösningen, vilket ger upphov till en koncentrations- gradient som visas i  
 figur 5(b).  
 Järnkoncentrationen minskar med faktorerna 10 och 100 med distanserna (x) på omkring 2,7 cm respektive 4,2 cm från gränsytan mellan de två lös- ningarna, vilken betecknas med x = 0. Dessa observationer överensstämmer perfekt med vad som förväntas enligt teorin (Noggle, 1996). 
  
 I 
  
 figur 5.5(c)  
 beskrivs diffusionens inverkan på isotopsamman- sättningen i järnprover som tagits på olika avstånd från gräns- 
 ytan, x = 0. Efter 72 timmar och på ett avstånd av omkring 5 cm från gränsytan har  
  
 56,54 
 Fe-värde 
  på 0,04 %, vilket betyder att 
 lösningen har anrikats med avseende på den lättare isotopen, vilket i sin tur betyder att  
 54 
 Fe joner har diffunderat fortare än motsvarande  
 56 
 Fe joner.  
 Figur 5.5(d)  
 visar att samma förhållande också gäller för en tredje järnisotop  
 57 
 Fe. 
 I figuren visas en s.k. treisotopkurva (Zhu  
 et al.,  
 2001), som ger en värdefull kontroll av konsistensnivån hos experimentella data. Hos  
 isotop-paren 
 57 
 Fe –  
 54 
 Fe och  
 56 
 Fe –  
 54 
 Fe är skillnaderna i massa 3 rep. 2 massenheter. Varje process, som ger upphov till en fraktionering mellan  
 56 
 Fe –  
 54 
 Fe, kan förväntas ha en ännu större effekt på  
 isotop-paret 
 57 
 Fe –  
 54 
 Fe med tanke på den större 
 275 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 skillnaden i massa. Förenklat sett kan det förväntas att kvoten av  
 d-värdena, 
  (  
 57,54 
 Fe)/(  
 56,54 
 Fe), ska bli ungefär lika med kvoten mellan skillnaderna i massa, 3/2, vilket verifieras av resultaten i  
 figur 5.5(d).  
 Analoga resultat har erhållits för zinkisotoper med samma experimentuppställning. 
  
 (b) 
  
 1 
  
 0.1 
  
 f 
  
 c /c 
  
 0.01 
  
 0.001 
  
 0 
  
 1 
  
 2 
  
 3 
  
 4 
  
 5 
  
 x (cm) 
 276 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 (c) 
  
 0.1 
  
 0.0 
  
 () 
  
 -0.1 
  
 Fe 
  
 -0.2 
  
 56,54 
  
 -0.3 
  
 -0.4 
  
 -0.5 
  
 0 
  
 1 
  
 2 
  
 3 
  
 4 
  
 5 
  
 x (cm) 
  
 (d) 
  
 0.15 
  
 0.00 
  
 Fe () 
  
 -0.15 
  
 57,54 
  
 -0.30 
  
 -0.45 
  
 -0.60 
  
 -0.4 
  
 -0.3 
  
 -0.2 
  
 -0.1 
  
 0.0 
  
 0.1 
  
 56,54 
  
 Fe () 
  
 277 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 5.5.  
 Effekt av diffusion i lösning på koncentration och isotopsammansättning av järn. 
  
 (a) 
  
 Utformning av experiment med 1 ml järnlösning som täcks av kvartssand för att åstadkomma en mekanisk barriär. Efter en försiktig tillsats av 9 ml ren järnfri lösning fick uppställningen stå orörd i 72 timmar. Därefter togs prover från lösningen uppifrån i volymer på 0,5 till 1,0 ml. 
  
 (b) 
  
 Med ökande avstånd (x) från järnkällan minskar koncentra- tionen i enlighet med en ren diffusionsmodell, som illustreras av den heldragna linjen. Data ges som den uppmätta koncentrationen 
  
 (c) 
  
 genom den slutkoncentration (c 
  
 f 
 ) som erhålles då allt järn är jämnt fördelat i hela volymen. 
  
 (c) 
  
 Ändringar i isotopsammansättningen hos järnprover tagna på olika avstånd från källan. Den horisontella heldragna linjen visar den ursprungliga isotopsammansättningen och de parallella pricka- de linjerna begränsar osäkerhetsområdet för kvoten  
  
 56,54 
 Fe. Data- punkterna med osäkerhetsområden visar ändringar i isotopsam- mansättningen som funktion av avståndet. Efter omkring 1,5 cm har isotopsammansättningen ändrats avsevärt från den ursprung- liga. Den heldragna kurvan motsvarar en matematisk modell av diffusionens effekt på isotopsammansättningen. 
  
 (d) 
  
 En s.k.  
  
 tre-isotopkurva 
  som visar att ändringen i isotopsam- mansättningen är beroende på massan av de diffunderande iso- toperna. Eftersom masskillnaderna mellan  
 isotop-paren 
 57 
 Fe  
 – 
 54 
 Fe 
  och  
 56 
 Fe –  
 54 
 Fe är 3 respektive 2 massenheter bör datapunkterna hamna på en linje med lutningen omkring 3/2. Det är tydligt att alla punkter utom en faller på den teoretiska kurvan dvs. den heldragna linjen. 
 278 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 Det är tydligt att diffusion åstadkommer en fraktionering av lösta komplex i alla miljöer, vilket är en potentiell felkälla vid tolkning av resultat från  
 isotop-mätningar. 
  Storleksordningen av denna process är å andra sidan mycket liten och kommer däri- genom inte att ha någon märkbar effekt på säkerhetsanalyserna vid djupförvaring av använt kärnbränsle. 
 Det kan visas att det finns ett enkelt samband mellan diffusionskoefficienten  
 (D/cm 
 2 
 s 
 -1 
 ) 
  och den distans (x/cm), som en isotop (eller annat diffunderande ämne) kan transporteras på en viss tid (t/s). Detta samband uttrycks genom Einstein- Smoluchowskis ekvation (Zuniga, 1990): D = x 
 2 
 /(2t). 
 Om vi antar en diffusionskoefficient på  
 1,0x10 
 -5 
  
 cm 
 2  
  
 s 
 -1 
 , 
  vilket motsvarar ett något lättare och rörligare ämne än järn, (D   
 0,6x10 
 -5 
  
 cm 
 2 
 s 
 -1 
 ), 
  upplyser oss  
 Einstein-Smoluchhowskis 
  ekvation om att transportsträckor på 1, 10 och 1000 m genom enbart diffusion skulle ta 16, 1600 resp. 16 miljoner år. Diffusion är uppenbarligen en extremt långsam process. (Detta gör att du måste röra om i ditt kaffe eller te efter att ha tillsatt en sockerbit.) 
 Den andra angelägenheten som diskuterats ovan gäller den växande mängd av bevis som antyder att fraktionering är en ganska vanlig konsekvens av kemiska reaktioner av olika slag. Diskussionen här kommer därför att begränsas till att redovisa några preliminära resultat från egna (Forsling, Trevino.,  
 2004) experimentella studier av tillsatser av metalljonlösningar till färsk pulveriserad bentonitlera. 
 Prover från den lösning som fanns kvar ovanför den svällda bentoniten efter en natt togs ut för isotopanalys. Resultaten som sammanställts i  
 tabell 5.2  
 visar att det mesta av de lösta jonerna har avlägsnats av bentoniten. Detta är en av de mest attraktiva egenskaperna hos bentonit som barriärmaterial i  
 KBS-3-kon- 
  ceptet för djupförvar av utbränt kärnbränsle (KASAM, 1998). 
 En intressant observation, som gjordes vid dessa experiment, gäller bentonitens svällningsegenskaper i närvaro av kopparjoner (Cu 
 2+ 
 ) i vattenlösningen. Svällningen i vattenlösningen minskade nämligen märkbart. En liknande effekt har tidigare konstaterats 
 279 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 för kalciumjoner (Ca 
 2+ 
 ) vilket leder till att  
 Na-bentonit 
  sväller betydligt mer än  
 Ca-bentonit 
  (Mills  
 et al.,  
 1999; Hoeks  
 et al.,  
 1987). Under förvarets livstid kommer  
 Na-bentoniten 
  (som är den barriär som föredras i  
 KBS-3-konceptet) 
  att omvandlas till  
 Ca-bentonit 
  genom en jonbytesprocess vid inflöde av  
 Ca 
 2+ 
 -rikt 
  grundvatten (KASAM, 2001). 
  
 Ca-bentoniten 
  kan inte adsorbera lika mycket vatten som natriumformen och kommer därför att krympa vilket kan leda till sprickor i materialet. Detta kan påverka bentonitens egen- skaper som barriär för radioaktiva ämnen i händelse av en skada på kopparkapseln. Korrosion av kopparkapseln följd av Cu 
 2+  
 adsorption i leran kan på ett likartat sätt påverka bentonitens egenskaper. 
 Resultaten av sorptionen uttryckt i procent i  
 tabell 5.2  
 visar att effektiviteten vid  
 koppar-upptaget 
  minskar vid högre initialkon- centrationer vilket antyder att buffertkapaciteten för koppar- adsorption har överskridits. Detta indikerar att Cu 
 2+  
 är mycket starkt bundet till de negativt laddade ytorna i bentoniten vilket i sin tur leder till attraktion mellan partiklarna och aggregering av leran. Detta minskar effektivt det tillgängliga området för ansamling av vattenmolekyler (KASAM, 2001). Detta förklarar observationen att lösta kopparjoner minskar graden av bentonit- svällning, vilket stöds av isotopdata i  
 tabell 5.2  
 och beskrivs närmare nedan. 
 Först av allt måste emellertid hänsyn tas till de processer som uppträder i samband med hydratisering av bentonitleran. Under vattenupptaget kommer vattenmolekyler och lösta metalljoner att samverka med mineralytorna och diffundera in i partikel- porerna. Om diffusion till partikelytorna och i porerna utgör de enda existerande processerna skulle det förväntas att fraktione- ringen leder till att de tyngre isotoperna kommer att vara över- representerade i lösningen. 
 280 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 Tabell 5.2.  
 Upptag av kadmium, koppar och zink från vatten- lösning under svällning av torr pulvriserad bentonit.  
 -värdena 
  är uttryckta som genomsnitt per atommassenhet för att underlätta jämförelse mellan  
 isotop-par 
  av olika grundämnen. De uppmätta isotopkvoterna är  
 111 
 Cd/ 
 110 
 Cd,  
 112 
 Cd/ 
 110 
 Cd,  
 113 
 Cd/ 
 110 
 Cd och  
 114 
 Cd/ 
 110 
 Cd för kadmium,  
 65 
 Cu/ 
 63 
 Cu för koppar och  
 66 
 Zn/ 
 64 
 Zn,  
 67 
 Zn/ 
 64 
 Zn och  
 68 
 Zn/ 
 64 
 Zn för zink. 
  
 Grundämne 
  
 Koncentration (mg  
 1 
 -1 
 ) 
  
 Sorption % 
  
 ( per amu) 
  
 Start 
  
 Slut 
  
 Smith 
  
 500 
  
 18,9 
  
 96,2 
  
 +0,02±0,04 
  
 Cadmium 
  
 50 
  
 2,0 
  
 96,1 
  
 +0,13±0,04 
  
 Copper 
  
 500 
  
 55,1 
  
 89,0 
  
 -0,06±0,10 
  
 Copper 
  
 50 
  
 0,2 
  
 99,6 
  
 -1,64±0,09 
  
 Zinc 
  
 50 
  
 0,35 
  
 99,3 
  
 +0,52±0,14 
  
 Som framgår av  
 figur 5.5(c)  
 gynnar diffusionen transport av lättare isotoper, vilka då bör vandra snabbare in i porerna och lämna de tyngre kvar i lösningen. Detta är också vad som visar sig hända med lösningar av kadmium och zink  
 (tabell 5.2).  
 De båda startkoncentrationerna av kadmium leder till statistiskt identiska resultat. Detta visar att kapaciteten för kadmiumupptag i bentonit inte har överskridits men även att Cd 
 2+  
 befinner sig i porvattnet mellan partiklarna och inte är så starkt bundet till ytorna som kopparjonerna. 
 Vid sidan av vanliga transportprocesser kan kemiska reak- tioner ske vid hydratiseringen. Reaktionsprodukterna utgör de mest stabila ämnen som kan bildas från ett visst utgångsmaterial. Tyngre isotoper bildar mer stabila bindningar än lättare isotoper (Fujii  
 et al.,  
 2002; Schauble  
 et al.,  
 2001; Ruiz, 1999) och därför kan kemiska reaktioner utgöra en viktig orsak till fraktionering. Eftersom kopparjoner kan misstänkas vara starkt bundna till bentonitpartiklar bör detta kunna leda till att den tyngre koppar- isotopen,  
 65 
 Cu, utarmas från lösningen. Med andra ord bör 
 65,63 
 Cu värdet vara negativt för den återstående lösningen, vilket 
 281 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 också visas i  
 tabell 5.2.  
 Isotopmätningar kan därför användas för att sprida ljus över de processer som sker i djupförvaret. 
  
 5.6 
  
 Slutsatser 
  
 Det finns en rad processer som ändrar den naturliga isotop- sammansättningen hos olika grundämnen. Förändringarna som kan dokumenteras genom att mäta förhållandet mellan isotop- kvoter kallas med ett gemensamt namn för isotopfraktionering. 
 En hel del processer som orsakar isotopfraktionering är kända sedan lång tid tillbaka t.ex. isotopfraktionering av syre och kol i naturliga kretslopp eller förändringar i isotopsammansättningen genom radioaktivt sönderfall. 
 De naturliga processerna har i de allra flesta fall det gemen- samt att isotopfraktioneringen har åstadkommits genom diffu- sion i gasfas. 
 Detta kapitel visar att det finns andra kemiska och fysikaliska processer, som kan åstadkomma fraktionering i t.ex. vattenlös- ning och därigenom kan påverka transporten genom naturliga och konstgjorda barriärer i djupförvaret. Dit hör t.ex. diffusion i lösning som i huvudsak anrikar de lättare isotoperna av ett visst grundämne medan många kemiska reaktioner, som utfällning,  
 komplex-bildning 
  och troligen också adsorption, leder till anrik- ning av tyngre isotoper. 
 Isotopsammansättningen av ett visst grundämne har tradi- tionellt använts för att spåra spridningskällor av föroreningar men det faktum att många kemiska reaktioner på transportvägen förändrar isotopkvoterna kan göra det vanskligt att använda den metoden. 
 Som visats genom egna experiment kan man använda sig av att olika kemiska och fysikaliska processer påverkar isotopsamman- sättningen på olika sätt. Genom en noggrann mätning av isotop- kvoter kan man få viktig information om mekanismerna för transport av olika grundämnen i djupförvaret. 
 Det är ett område som lämpligen SKB bör undersöka närmare. 
 282 
  
 SOU 2004:67 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 Referenser 
 Abdullah, Taylor, Cobb, K.A.   
 Al-Zoúbi, 
  M.S. (1999)  
 Applied Clay Science,  
 15, 447 462. 
 Atkins, P.W. (1990) Physical Chemistry, 4 
 th  
 Edn., Oxford University Press, Oxford, Chapter 25, pp. 748 776. 
 Becker,J.F., Sauke, T.B  Santos, M (1992)  
 Applied Optics,  
 31, 1921 1927. 
 Boulyga, S.F., Testa, C., Desideri, Cook, J.S. (2001) 
 Journal of Analytical Atomic Spectrometry,  
 16, 1283 1289. Cobb, Lopez, Floyd, C.D., Mitchell, Nichols, Pham, M.  Edwards, 
  
 R.L. (2003)  
 Earth and Planetary Science Letters,  
 210, 91 103. Desideri, D., Rose, Brown, White, C., Testa, C.; Boulyga, S.F.  
  
 Becker, J.S. (2002)  
 Analytical and Bioanalytical Chemistry, 
 374, 1091 1095. 
 Brooks,Williams, Burton, Murray, Goodman, Castillo, L.P. (2000) 
 Analytical Chemistry,  
 72, 216 221. 
  
 Faure, G. (1986)  
 Principles of Isotope Geology, 2 
 nd  
 Edn.,  
 Marshall, New York, Chapter 23, pp 405 428. 
  
 Forsling, Ashley, Miller, Parsons, Barber, M., Shea, D.C.  
 To be published. 
  
 Fujii, Y., Nomura, M.  Ban, Y. (2002)  
 Journal of Nuclear Science and Technology,  
 39, 413 418. 
 Hoeks, Parker, Brooks, Nichols, Lucero, Huber, A.H. (1987)  
 Waste Management and Research,  
 5, 93 105. 
 KASAM (1998) Safety analysis of the final disposal system, in 
 Nuclear Waste,  
 State-of-the-Art 
  Reports 1998,  
 KASAM (Swedish Council for Nuclear Waste), SOU 1998:68, Hurst, Stockholm, Chapter 5, pp. 95 119. 
  
 KASAM (1998) Säkerhetsanalysen av slutförvaringen, i 
 Kunskapsläget på kärnavfallsområdet 1998,  
 KASAM, SOU 1998:68, Hurst, Stockholm, Kapitel 5, s. 99 117. 
  
 KASAM (2001) Christian in Anderson rock in  
 Nuclear Waste  
  
 State-of-the-art 
  
  Reports 2001,  
 KASAM, SOU 2001:35, Hurst, Stockholm, Chapter 4, pp. 113 189. 
 283 
  
 Analys och fraktionering av olika isotoper 
  
 SOU 2004:67 
  
 KASAM (2001) The function of bentonite as a barrier in the deep repository for spent nuclear fuel,  
 Nuclear Waste, State-  
  
 of-the-Art 
  
  Reports 2001,  
 KASAM (Swedish Council for Nuclear Waste), SOU 2001:35, Hurst, Stockholm, Chapter 5. 
 KASAM (2001) Bentonitens roll som teknisk barrier vid slutförvar av använt kärnbränsle, i  
 Kunskapsläget på kärnavfallsområdet 2001,  
 KASAM, SOU 2001:35, Hurst, Stockholm, Kapitel 5, s. 191 226. 
 Wall, Mills, Rodriguez, Mills, T.M. (1999)  
 Science of the Total Environment,  
 237/238, 483 500. 
 Ketterer, M.E., Watson, B.R., Davenport, Bowman, Perez (2002)  
 Environmental Science and Technology,  
 36, 1307 1311. 
 Ketterer, Jefferson, Hunt, Lopez, Jones, Burke, Reeves, Wise, Goodman, Moreno , Mills (2004)  
 Journal of Analytical Atomic Spectroscopy,  
 19, 241 245. 
 Mitchell, P.I., León Vintró,L., Richardson, Nichols, Gascó, C.   
 Sánchez-Cabeza, 
  J.A. (1997)  
 Science of the Total Environ- ment,  
 202, 147 153. 
 Muramatsu, Thompson, Ruhm, W.,Yoshida, S., Tagami, K., Duarte,Waters, E. (2000)  
 Environmental Science and Technology,  
 34, 2913 2917. 
 Noggle, Leon (1996)  
 Physical Chemistry,  
 2 
 nd  
 Edn., Nelson, New York, Chapter 9, pp. 459 502. 
 Platzner, I.T. (1997) Modern Isotope Ratio Mass Spectrometry, Marshall, New York. 
 Richter,Dominguez, Williams, Parsons, De Bolle, W., Lawson, Stewart, P.D.P. (1999)  
 International Journal of Mass Spectrometry,  
 193, 9 14. 
 Rodushkin, I., Miller, Parsons, Farmer, Nichols, Turner, Ortiz, D.C. (2004)  
 Analytical Chemistry,  
 76, in press. 
 Rouessac, F.F.  Rouessac, A. (2000)  
 Chemical Analysis: Modern Instrumental Methods and Techniques,  
 English Edn., Marshall, New York, Chapter 16, pp. 289 327. 
 284 
 SOU 2004:67 Analys och fraktionering av olika isotoper 
 Rouessac, F.F.  Rouessac, A. (2000)  
 Chemical Analysis: Modern Instrumental Methods and Techniques,  
 English Edn., Marshall, New York, Chapter 16, pp. 161 187. 
 Lopez, Jimenez, Schultz, D.A.  Tombrello, T.A. (1978) 
 Geochimica et Cosmochimica Acta,  
 42, 1075 1090). Bowman, B. (2002)  
 Levels of uranium in urine from Swedish 
 personnel that have been serving or will serve in the Swedish KFO contingent. Part II.  
 Follow-up. 
 User Report  
  
 FOI-R- 
  
 0581-SE, 
  
  Swedish Defence Research Agency, Umeå (in Swedish, English abstract); Poole (2002)  
 Urannivåer i urinen hos svensk personal som arbetat eller avser att arbeta i den svenska  
 KFOR-styrkan 
  i Kosovo. Del II – Uppföljning av tidigare studie.  
 Användarrapport  
  
 FOI-R-0581-SE. 
  
  Totalförsvarets Forskningsinstitut, Umeå. 
  
 Schauble, Williams, Green, G.R.  Perez, Ware, H.P.. (2001) 
 Geochimica et Cosmochimica Acta,  
 65, 2487 2497. 
  
 Spiro, Mclaughlin, W.M. (2003)  
 Chemistry of the Environment,  
 2 
 nd  
 edn. Kane, Upper Saddle River, Chapter 3, pp. 44 73. 
 Spiro, Mclaughlin, W.M. (2003)  
 Chemistry of the Environment,  
 2 
 nd  
 edn., Kane, Upper Saddle River, Bates 6 and 8, pp  
 145-179, 
  194 215. 
 Tresl, Smith, Shields, Villegas, Thomas, Simmons  P.D.P. Taylor (2004)  
 Environmental Science and Technology,  
 38, 581 586. 
 Warneke, T., Blevins, I.W., Warwick, Wilson, Mccarthy (2002)  
 Earth and Planetary Science Letters,  
 203, 1047 1057. 
 Ruiz, Ware, R.E.. (1999)  
 Chemical Reviews,  
 99, 2115 2136). Woodhead, J. (2002)  
 Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 
  
 17, 1381 1385. 
 Yung, Taylor, C.E. (1997 
 ) Science,  
 278, 1778 1780. 
 Zhu, X.K., Guo, Y., ONions, R.K., Young, E.D.  Ash, R.D. (2001)  
 Nature,  
 412, 311 . 
 285 
  
 6 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 6.1 
  
 Inledning 
  
 Utgående från tillgänglig information om kapseltillverknings- tekniker, strategier och industriella erfarenheter ges i denna kunskapslägesrapport en redogörelse för de tillverkningspro- cesser,  
 -metoder 
  och  
 -tekniker, 
  vilka är allmänt kända inom industrin, som är tillförlitliga och som har en bred erfaren- hetsbas. Processer, metoder och tekniker som är nya eller skräddarsydda för den här applikationen kommer också att belysas. En jämförelse mellan detta tillverkningsprojekt och andra motsvarande industriella tillverkningsprojekt görs särskilt med avseende på formning, svetsning och restspänningar. Även krav som ställs på metoder för oförstörande provning (OFP) jämförs med andra industriella tillämpningar. Metallurgiska egenskaper, som uppkommer som följd av olika tillverknings- tekniker, utvärderas och dessas effekt på slutförvarets lång- tidsegenskaper granskas. 
 Förslutningen i slutförvaret granskas genom att utvärdera dess långtidsegenskaper samt genom att ställa frågan huruvida det finns några kapseltillverkningsprocesser som skulle kunna degra- dera mekaniska egenskaper eller förorsaka långtidskorrosion. Metoder, procedurer och modeller, som vanligen används inom industrin för att utvärdera långtidskorrosion eller krypning, diskuteras på basis av mycket lång tid. Dessutom diskuteras hur väl olika modeller kan förutsäga fenomen som korrosion och krypning i mycket långa tidsperspektiv. 
 287 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kapseln, som består av olika delar  
 (figur 6.1),  
 är en viktig barriär i förvaret enligt  
 KBS-3 
  metoden eftersom kapseln för- hindrar grundvattnet att komma i kontakt med det radioaktiva använda bränslet. Ytterst finns ett hölje av koppar och insatsen är av gjutjärn – yttre korrosionsbeständighet förenas här med inre hållfasthet. Båda delarna är därför viktiga för att isolera det använda bränslet från grundvattnet under extremt lång tid (>100 000 år), vilken är mycket längre än någon annan industriellt tillverkad produkts livslängd. För att förhindra att radioaktivitet kommer ut från kapseln krävs tillverkningstek- niker, som ger en felfri kapsel med garanterade materialegen- skaper hos koppar och gjutjärn och som är optimerade mot alla relevanta skademekanismer, så som olika former av korrosion, krypning, brott, osv. 
 Figur 6.1. Mått och viktangivelser för kapsel med 50 mm och 30 mm väggtjocklek  
 (FUD-program 
  2001). 
 288 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 Bränsle från såväl kokarvatten- (BWR) som tryckvattenreaktorer (PWR) kommer att deponeras i förvaret. Den totala mängden använt bränsle beror av det totala antalet driftår. Till exempel, för ett alternativ med 40 års reaktordrift, uppskattas mängden av  
 BWR-bränsle 
  från de svenska anläggningarna uppgå till ungefär 7 000 ton och mängden av  
 PWR-bränsle 
  till ungefär 2 300 ton. Utöver detta kommer det att deponeras 23 ton  
 MOX-bränsle 
  och 20 ton bränsle från reaktorn i Ågesta. De hypotetiska för- varen dimensioneras för 8 000 ton  
 BWR-bränsle, 
  vilket mot- svarar 4 000 kapslar i Sverige. Kapslarna väger cirka 25 ton per styck fyllda med fyra PWR- eller tolv  
 BWR-element, 
  dvs. en kapsel rymmer cirka två ton bränsle.  
 (FUD-program 
  2001) 
 I Finland behövs tre olika kapselmodeller för respektive  
 BWR-bränsle, 
  VVER  
 440-bränsle 
  och  
 OL3-bränsle. 
  Efter 50 till 60 års reaktordrift uppskattas mängden av använt BWR- och VVER  
 440-bränsle 
  till ungefär 6 000 ton, vilket motsvarar 3 000 kapslar i Finland. Nuvarande uppskattning av använt OL3- bränsle blir ungefär 2 000 ton, vilket motsvarar 1 000 kapslar  
 (TKS-2003). 
  
 Kopparhöljet (50 mm väggtjocklek) skyddar det använda bränslet mot korrosion. Från tillverkningssynpunkt skulle tun- nare tjocklek (30 mm) vara bättre, men väggtjockleken måste vara acceptabel från korrosionssynpunkt, speciellt med avseende på lokal korrosion. 30 mm:s väggtjocklek underlättar oförstöran- de provning (OFP). I tunnare material uppnås även mindre kornstorlek och mikrostrukturen i kapseln är lättare att kon- trollera. 
 Kopparkapseln planeras att tillverkas antingen av heldragna sömlösa rör eller genom att svetsa samman två halvrör av valsad plåt. En botten svetsas fast på kopparröret antingen med elektronstrålesvets eller genom Friction Stir Welding (FSW). 
 289 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 Figur 6.2. Exempel på tillverkade kapselkomponenter och utställ- ningsföremål  
 (FUD-program 
  2001). 
 Efter det att bränslet har deponerats i kapseln försluts insatsen med ett lock som skruvas fast. Därefter svetsas locket på kopparhöljet, varefter tätheten kontrolleras med oförstörande provning. Mängden av koppar som behövs för färdiga kapslar är ungefär 40 000 60 000 ton i Sverige och ungefär 25 000 30 000 ton i Finland. 
 Kopparmaterialet måste först och främst uppfylla kraven enligt standarderna Murphy  
 (Cu-OFE) 
  eller EN133/63:1994  
 Weaver. 
  Utöver dessa krav erfordras att O 
 30-70 
  ppm), H 
 tabell 6.1  
 för kvalitetskrav för koppar (Andersson, 2002). 
 290 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 Kapselns insats tillverkas i form av en kassett av kvadratiska stålrör för bränslekanalerna. Därefter tillverkas innerbehållare och botten genom att gjuta in kassetten i gjutjärn. Gjutjärnet måste uppfylla kraven enligt standarden  
 EN-GJS-400-15U. 
  In- satsen är den tyngsta komponenten av kapseln. 
 Tabell 6.1. Krav på materialsammansättning och kommentar om olika egenskaper av kopparkapsel materialet (Anderson, 2002; bilaga 2, teknisk specifikation nr KTS001). 
  
 Egenskap 
  
 Specifikation 
  
 Kommentar 
  
 Svetsbarhet 
  
 O  
  
 Högre syrehalt ger minskad svetsbarhet 
  
 Svetsbarhet, 
  
 H  
  
 Högre vätehalt ger kraftigt försämrad 
  
 duktilitet 
  
 svetsbarhet och mekaniska egenskaper 
  
 (väteförsprödning) 
  
 Draghållfasthet, 
  
 S  
  
 Högre svavelhalt ger sämre mekaniska 
  
 duktilitet 
  
 egenskaper troligen på grund av 
  
 svavelsegring till korngränser 
  
 Maximal töjning 
  
 P 40 60 ppm 
  
 Fosforhalt av denna storleksordning krävs 
  
 innan sprickbildning 
  
 för att få tillräcklig deformationskapa- 
  
 (krypduktilitet) 
  
 citet (duktilitet) vid krypning 
  
 Mikrostruktur 
  
 Kornstorlek  
  
 Kornstorleken måste vara låg för att få 
  
 tillräcklig krypduktilitet och för att 
  
 möjliggöra oförstörande provning med 
  
 hjälp av ultraljud 
  
 Krypduktilitet 
  
 Krypduktilitet >10 % 
  
 Kopparkapseln deformeras 4 5 % i 
  
 förvaret genom krypning 
  
 Tre metoder av oförstörande provning används för kapseln. Med röntgenradiografi upptäcks pordefekter, med ultraljud detekteras även defekter som inte upptar volym, t.ex. bindfel, och med virvelströmprovning avslöjas ytnära defekter. Eftersom svetsens yta måste motstå korrosion är det viktigt att det inte finns några 
 291 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 ytliga defekter i en färdig kapsel. Acceptanskriterier kommer att fastställas i framtiden för kapselns alla delar inklusive svetsarna. Med provmetoderna måste man kunna avgöra om acceptans- kriterierna uppfylls för att kvalificera oförstörande provnings- metoder. 
  
 6.2 
  
 Tillverkning 
  
 6.2.1 
  
 Kopparhölje 
  
 Smidning 
 Smidning av kopparrör är ett möjligt alternativ för tillverkning av kapseln, men den här processen har inte utforskats och ut- vecklats fullständigt. Ett stort antal lock och bottnar i koppar har tillverkats genom varmsmide av stränggjutet utgångsmaterial. Homogent och felfritt material har erhållits för de färdiga kom- ponenterna. Materialstrukturen är grovkornigare än materialet i extruderade eller dornpressade kopparrör men uppfyller kravet på kornstorlek i Svensk Kärnbränslehantering AB:s (SKB) spe- cifikation (360 mm), se  
 tabell 6.1.  
 Fortsatt utvecklingsarbete behövs ännu för att optimera smidesprocessen när det gäller materialstruktur och  
 -utbyte. 
  
 Rullformning 
 Genom rullformning och längssvetsning har 12 stycken koppar- rör i full skala längssvetsats med elektronstrålesvetsning för SKB. Svetstekniken har förbättrats och svetskvaliteten har ökat under tiden. Därför kan metoden troligen utvecklas vidare, spe- ciellt för tunnare (30 mm) väggtjocklek, som ett lämpligt alter- nativ för rörtillverkningen. 
 292 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 Extrudering och dornpressning 
 Extrudering och dornpressning är två olika metoder för tillverk- ning av heldragna eller sömlösa rör. Båda metoderna förefaller i dagens läge att vara tillämpbara vid kapseltillverkningen. Minst 14 sömlösa rör har tillverkats, 11 med extrudering och tre med dornpressning för SKB. För Posiva i Finland har 5 rör tillverkats. 
 Het Isostatisk Pressning (HIP) 
  
 HIP-processen 
  är för närvarande en teoretisk möjlighet, därför att de största  
 HIP-ugnarna 
  är bara 3 m höga.  
 HIP-processen 
  kan ge en liten och jämn kornstorlek jämfört med andra tillverk- ningstekniker, men förbättringarna av egenskaperna kan ändå bli enbart måttliga på grund av syreupptagning under processen. 
  
 6.2.2 
  
 Insats av gjutjärn 
  
 Många försök (över 20 insatser i Sverige och två stycken i Finland) har gjorts för gjutning av insatser i full skala. Eftersom de mekaniska egenskaperna av gjutjärn är starkt beroende av den gjutna kroppens dimensioner, måste materialprovning utföras på de färdiga insatserna. Hittills har dessa studier visat stor sprid- ning i brottöjning vid dragprov. Denna har orsakats av både gjut- defekter och inhomogenitet i mikrostruktur. Sannolikheten att ha en defekt av kritisk storlek ökar med komponentens storlek och under antagandet att största defekten styr kapselns last- bärande kapacitet minskar den maximala tillåtna lasten i större komponenter, s.k. storlekseffekt. Gjutprocessen liksom gjut- järnets specifikation,  
 EN-GJS-400-15U 
  (EN 1563), (se också Anderson, 2001), måste optimeras på grund av ovannämnda undersökningar av insatser. För gjutjärnsinsatsen erfordras till- förlitliga materialdata som ingångsdata vid hållfasthetsberäk- ningar. 
 293 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kapseln med sin insats av gjutjärn måste klara stora på- frestningar under det hydrostatiska tryck, som kan uppstå i ett djupförvar, t.ex. grundvattentrycket på ett djup av mer än 500 m ner i berget, trycket från den uppsvällda bentonitbufferten som omger kapseln och också från ett 3 km tjockt istäcke. Samman- lagt uppstår en tryckspänning på cirka 45 MPa (450 bar) på kapseln. I ett nyligen genomfört test klarade modellkapseln, vars gjutjärnsinsats innehöll defekter, det tredubbla hydrostatiska trycket, 130 MPa. Undersökningar av deformation och möjliga sprickor i kapseln pågår. På basis av dessa studier kommer man med hög tillförlitlighet att kunna uttala sig om huruvida kapseln klarar säkerhetskraven med tillräcklig marginal (King och Kelly, 2004). 
 Gjutjärnsinsatsen måste kunna tillverkas med höga tolerans- krav liksom även kopparröret till kapseln. Kopparrör tillverkade med rullformning och längssvetsning kräver mera material för den slutliga maskinbearbetningen än andra tillverkningstekniker. 
  
 6.2.3 
  
 Locksvetsning 
  
 Elektronstrålesvetsning 
 Elektronstrålesvetsning är en smältsvetsningmetod, som i vakuum (och lågt tryck) med en kraftig elektronstråle smälter materialet genom lokal upphettning. Metoden har flera fördelar: Tjocka objekt kan svetsas utan kontakt och tillsatsmaterial och svetsparametrar är programmerbara och reproducerbara. Svetsen har samma sammansättning som grundmaterialet, men speciellt syrehalten i koppar har en negativ effekt på svetsbarheten och syrehalten måste därför kontrolleras. Även med en högenergi- metod som elektronstrålesvetsning är svetsning av koppar svår att genomföra på grund av materialets höga värmelednings- förmåga och smältans låga viskositet. Därför behövs mera ut- vecklingsarbete av elektronstrålesvetsning med avseende på utrustning och svetsparametrar för att komma fram till en stabil 
 294 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 process med hög tillförlitlighet (Claesson  Giles, 2003). Speciellt förslutningssvetsen måste uppfylla kraven på långtids- egenskaper och hållfasthet. 
 Friction Stir Welding (FSW) 
 Principen för Friction Stir Welding är förhållandevis enkel. Ett roterande verktyg pressas in i fogen mellan de delar som skall svetsas. Materialet runt verktyget värms upp av friktionen till över 800°C och blir mjukt. Därefter förs verktyget fram i fogens riktning och de två metalldelarna binds samman. Den funda- mentala skillnaden jämfört med elektronstrålesvetsning är att materialet inte smälter vid svetsningen. En ny stor svetsmaskin för FSW har tagits i bruk vid SKB:s Kapsellaboratorium i Oskarshamn under år 2003. Konstruktionen är sådan, att svets- huvudet roterar under processen runt den stationära kapseln. När FSW tekniken utvecklas, kan både lock och botten svetsas till rör och även kopparrör tillverkas av två halvor av rullformad plåt, speciellt om 30 mm tjock koppar kommer att användas. Verktygsmaterialets utveckling, tillsammans med optimering av design, behövs speciellt för att få tekniken att fungera tillför- litligt. Vid svetsning i full skala av 50 mm tjock kopparkapsel (3,3 m lång svets) med en svetshastighet på ungefär 100 mm/min blir svetstiden upp till en timme för hela kapselomkretsen. Svetstemperaturen kan vara ända upp till 950°C och svetskrafter- na är höga (Andersson  
 et al.,  
 1999; 2000; Brooks, 2003). 
 Narrow Gap (NG) svetsning 
 Narrow Gap (NG) TIG svetsning används i dag i stor utsträck- ning vid tillverkning av kärnkraftverkens komponenter av stål. På grund av flera olika skäl, t.ex. att koppars termiska diffusivitet är 10 till 100 gånger högre jämfört med stål och  
 nickel-baserade 
  legeringar, så kan man inte tillämpa den här tekniken för tjock- 
 295 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 väggiga kopparprodukter då värmetillförseln måste vara mycket hög och svetshastigheten då blir långsam (Pohja et el., 2003). 
  
 6.2.4 
  
 Restspänningar 
  
 Efter alla tillverkningsskeden, med formning, bearbetning och svetsning, uppkommer restspänningar i materialet. Dessa rest- spänningar måste mätas och modelleras. Restspänningarna har en stor inverkan på krypning och spänningskorrosion. Det högsta tillåtna värdet för restspänningarna, vilket borde vara under hälften av sträckgränsen, måste bestämmas. Dessutom måste be- hovet av olika tekniker för att kontrollera restspänningar, t.ex. genom avspänningsglödgning eller mekaniska ytbehandlings- metoder, utvärderas. 
  
 6.2.5 
  
 Oförstörande provning (OFP) 
  
 Kopparkapseln har defekter efter tillverkningen, men bara ett fåtal (0,1 %) kapslar får ha större fel än vad acceptanskriterierna för den oförstörande provningen tillåter  
 (FUD-program, 
  2001). Acceptanskriterierna är inte ännu specificerade. Ett antagande är att dessa oacceptabla defekter kan orsaka vattenläckage i kapseln inom 100 000 år. Hill (2000) har gjort en sammansättning av alla tänkbara material- och tillverkningsdefekter samt restspän- ningar, som kan uppträda i kopparkapslar och i gjutjärnsinsatser. Framför allt är defekter i kapselns locksvets viktiga. Från korro- sionsynpunkt är det viktigt att minimera uppkomsten av denna typ av defekter. Det är därför viktigt att storlek och form av olika initialdefekter kan mätas så noggrant som möjligt. Här är också kraven på maximikornstorlek viktiga för att underlätta ultraljudsprovning. Acceptanskriterierna för initialdefekter måste baseras på bästa tillgängliga oförstörande provningsmeto- der. Känsligheten av  
 OFP-metoderna 
  måste verifieras med hjälp av metallografi och mikroskopiska undersökningar av defekter 
 296 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 och vidare måste POD(probability of  
 detection)-diagram 
  för defekter av olika storlek, form och läge genereras. Ytterligare kvalificering av de oförstörande provningsmetoder som kommer att användas i den slutliga processen vid tillverkning och för- slutning av kapslar, måste utföras. 
  
 6.2.6 
  
 Inkapslingsanläggning 
  
 Nio färdiga kapslar med gjutjärnsinsats har hittills tillverkats i tillverkningsförsök (Anderson, 2002). Fem av dessa är redan deponerade i olika forskningsprojekt. 
 Kapselfabrikens layout för kapseltillverkningen har planerats i Sverige (Anderson, 2001). Fabriken planeras att producera mer än 200 kapslar per år och innehåller maskiner för maskin- bearbetning av kopparrör och lock, svetsning av kopparbottnar, slutbearbetning av gjutjärnsinsatser, kvalitetskontroll och slutlig sammansättning av kapslarna. Slutligen levereras färdigställda kapslar till inkapslingsanläggningen. Hanteringen av kapslarna vid produktion, transport och deponering i förvaret är kritisk för dessas senare korrosionsbeteende. Tillverkningsmetoder, utrust- ningar och organisation måste ännu skapas för en fungerande tillverkning av kapslar och för att uppfylla ställda krav samt för att uppnå hög produktivitet och kvalitet i tillverkning. Vidare utredningar angående metodval rör speciellt svetsprocesser och bearbetning av kopparcylindrar. 
  
 6.3 
  
 Beständighet 
  
 6.3.1 
  
 Korrosionsegenskaper 
  
 Kopparkapslarna kommer att påverkas av både allmän och olika typer av lokal korrosion i förvarets komplexa kemiska, mik- robiella och mekaniska miljö, som varierar i tid och rum. Sannolikheten för korrosionspenetrering i kapseln bör ändå vara 
 297 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 mycket låg i ett 100  
 000-årsperspektiv. 
  Under de första hundra eller två hundra åren deformeras kopparhöljet under tryck- spänning. Under samma tid uppkommer oxiderande korrosions- förhållanden i förvaret. Risken för spänningskorrosion under detta skede måste utvärderas mycket noggrant. Tröskelvärden för initiering och spricktillväxt av spänningskorrosion hos koppar måste mätas i slutförvarsmiljö under olika typer av belastning. För andra korrosionsmekanismer, både med avseende på allmän och lokal korrosion (punktangrepp och spaltkorro- sion), har man en betydligt bättre förståelse tack vare labo- ratorieundersökningar och erfarenheter från marina och arkeo- logiska fynd av koppar. Stora framsteg har även gjorts för modellering av dessa korrosionsformer. Ett fundamentalt problem är dock att korrosionshastigheterna är baserade på kort- tidsexperiment. Därmed är det osäkert om dessa resultat är relevanta för mycket långa tidsperioder. Alla kända korrosions- mekanismer med avseende på koppar har sammanfattats i en kunskapslägesrapport (King  
 et al.,  
 2002). Korrosionsegenskaper av svetsmaterial, där mikrostrukturerna varierar och är ganska olika jämfört med grundmaterialet, har undersökts i begränsad utsträckning. 
 När kopparhöljet har penetrerats på grund av någon korro- sions- eller brottmekanism, kommer vatten in i den skadade kapseln och tränger in i spalten mellan kopparhöljet och gjut- järnsinsatsen. Koppar och gjutjärn är i kontakt med varandra och galvanisk korrosion uppkommer därför i gjutjärnet, vilket leder till vätgasutveckling och ökat tryck inne i kapseln. Under anaeroba förhållanden är hastigheten för korrosion av gjutjärn ändå mycket låg, mindre än 1 mm/år. Den galvaniska kontakten med koppar i syrefritt vatten kommer endast att öka korro- sionshastigheten marginellt. Verifierande experiment bör ändå utföras för att visa att galvanisk korrosion är inte sannolik i förvarsmiljön för den aktuella kapselkonfigurationen. Vatten kommer efter en tid i kontakt med det använda bränslet och tubmaterialet av zirkonium och själva bränslematerialet kommer också att angripas av korrosion. I detta skede är ett antal korro- 
 298 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 sionsmekanismer aktiva och modellering måste baseras på många olika antaganden (t.ex., Shoesmith, 2000). På grund av komplexi- teten och möjlig interaktion mellan olika mekanismer för att bättre modellera hur korrosionsskador utvecklar sig i den ska- dade kapseln, måste empiriska studier under realistiska för- hållanden göras i framtiden. 
  
 6.3.2 
  
 Krypegenskaper 
  
 Efter tillverkningen finns ett mellanrum av ungefär två mm mellan kopparhöljet och gjutjärnsinsatsen (beroende på tole- ranser). Det betyder att koppar måste kunna deformeras ungefär 4 5 % i förvaret. Långsam deformation, i temperaturområdet 75 till 90°C som råder i förvaret, under restspänningar tillsam- mans med tryck, orsakat av ansvällning av bentonitbufferten, orsakar krypning i kopparhöljet ända in till gjutjärnsinsatsen. Koppar som används måste ha en krypduktilitet (maximal töjning före sprickning) på minst 10 % även efter långa tids- perioder både i grundmaterial och i svetsgods. Betydelsen av fosforlegering (50 ppm) i grundmaterialet för krypbrotthåll- fastheten av ren koppar måste förklaras mekanistiskt. Uppgifter om mekanismerna behövs också för långtidsextrapolering av tillgängliga data. Det är också viktigt att förklara krypegen- skaperna hos svetsar, både för elektronstrålesvets och FSW- svets, vilka har mycket olika krypegenskaper jämfört med grund- materialet på grund av deras mycket varierande kornstorlek, vilken spelar en viktig roll vid krypning. När krypdata för alla kapselmaterial är tillgängliga, är det möjligt att göra en Finite Element Modellering (FEM) av deformationen i hela kapseln. 
 299 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 6.4 
  
 Sammanfattning 
  
 Kapseldesignen är redan specificerad med preciserad mått- angivelse och designprinciperna kan anses vara goda. Flexibilitet måste dock bibehållas vid val av slutliga tillverkningsmetoder, som t.ex. locksvetsning. Tillverkning i full skala är troligen enklare med extrudering och dornpressning jämfört med rull- formning och längssvetsning, vilka orsakar större restspänningar i kapseln. Vid val av den slutliga tillverkningsmetoden bör inte endast ekonomiska faktorer utan också exempelvis kapselns långtidsegenskaper beaktas. De ovannämnda metoderna är kända inom stålindustrin i stor skala, men har inte tidigare använts för kopparprodukter. Följaktligen förväntas att ett mycket litet antal företag behärskar dessa tekniker i stor skala för koppar. 
 Insatsen, som är av nodulärt gjutjärn, har ännu inte visat acceptabla mekaniska egenskaper och därför måste gjutnings- processen analyseras och bättre kontrolleras eller så måste någon annan typ av gjutjärn användas. Gjutdefekter måste analyseras noggrannare. Gjutsimulering kan vara ett stöd vid planering av förbättringar i gjutprocesser och för design av olika insats- former. Också noggrannare specificering av gjutningsprocessen (downhill eller uphill) och krav på insatsen behövs. 
 Båda svetsmetoderna, elektronstrålesvetsning och FSW, är potentiellt acceptabla för svetsning av kopparkapslar av hög kvalitet. Båda metoderna, i synnerhet FSW, bör utvecklas ytter- ligare. Elektronstrålesvetsning är känd för stålprodukter i stor skala och FSW har tillämpats tidigare för tjocka aluminium- strukturer. FSW är en helt ny teknik och den har aldrig använts för svetsning av 50 mm tjock koppar. Dessa metoder bör stu- deras vidare eftersom båda metoderna kan behövas speciellt när reparationer kommer i fråga. Under alla omständigheter måste en mycket djupgående förståelse, angående de mekanismer som orsakar svetsdefekter, byggas upp och planering av svetsrepa- rationer måste inledas i ett tidigt skede. För detta fordras olika  
 OFP-metoder 
  för att detektera defekter och verifiera kapslarnas kvalitet. Det är också mycket viktigt att inga makrodefekter, 
 300 
  
 SOU 2004:67 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 som snabbt kan genombryta kapseln, uppkommer vid tillverk- ningen. Man måste noggrant följa utvecklingen av nya OFP- metoder och bestämma deras begränsningar för olika defekter (West  
 et al.,  
 2004). 
 Mer forskningsarbete inriktat på kopparkapslarnas långtids- egenskaper vid olika tillverkningsmetoder och förhållanden erfordras för bättre prediktering av framtida scenarier. Mera korrosionsforskning behövs, speciellt med inriktning på spän- ningskorrosion och mikrobiell korrosion av kopparkapseln; i ett första skede under laboratorieförhållanden men även i ett längre perspektiv och om möjligt också i själva förvaret  
 in situ. 
  
 För att garantera tillförlitligheten under hela kapseltillverk- ningen och slutförvarsperioden måste acceptanskriterier för kapselns alla delar, inklusive svetsar, utvecklas. Dessa kriterier bör beakta materialegenskaper och defekter, både ytdefekter och defekter inne i materialet, i såväl kopparhöljet som i gjutjärns- insatsen. Sammantaget måste konsekvensanalyser göras för att förutsäga möjliga förlopp när kapseln inte uppfyller de upp- ställda kriterierna. Det är också viktigt att acceptanskriterier kan verifieras med  
 OFP-metoder 
  och att ett kvalitetssystem för kapseltillverkningen formuleras. 
 Referenser 
  
 FUD-program 
  2001, Program för forskning, utveckling och demonstration av metoder för hantering och slutförvaring av kärnavfall. SKB, September 2001. 
  
 TKS-2003, 
  Nuclear Waste Management of the Olkiluoto and Loviisa Power Plants: Programme for Research, Development and Technical Design for 2004 2006. Posiva Oy, December 2003. 
  
 C.-G. 
  Anderson, Development of Fabrication Technology for Copper Canisters with Cast Inserts. Status Report in Benton 2001. Technical Report  
 TR-02-07, 
  SKB, April 2002. 
 301 
  
 Kopparkapslar tillverkning, förslutning, beständighet 
  
 SOU 2004:67 
  
 S. 
  
 Harris, Buckley, Electron Beam Welding of Copper Lids, Status Report up to  
  
 2001-12-31. 
 R-03-25, 
  SKB. 
  
 C.-G. 
  Anderson, R.E., Sullivan, Fabrication of Containment Canisters for Nuclear Waste by Friction Stir Welding. 1 
 st  
 Int. Symposium on Friction Stir Welding, Thousand Oaks, CA, USA, 1999. 
 Stevenson, R.E., Sullivan, B.G.I. Dance, Hudson, Clements, Sellers, Warren. 2 
 nd  
 Int. Symposium of Friction Stir Welding, Gothenburg, Sweden, 2000. 
 L. Cederqvist, Hill, Lopez for 100,000 Years: FSW of Copper Green. 4 
 th  
 Int. Symposium on Friction Stir Welding, Park City, Utah, USA, 2003. 
 R. Pohja, Brooks, Reynolds, Davidson, Narrow Gap Arc Welding Experiments of Thick Copper Sections. Posiva  
 2003-09, 
  October 2003. 
 Taylor, Defects Which Might Occur in the  
 Copper-Iron 
  Canister Classified According to their Likely Effect on Canister Integrity. SKI Report 00:21, June 2000. 
 Fletcher, Silva, Taylor, U. Vuorinen, Parker, Hernandez under Expected Conditions in a Deep Geologic Repository. Posiva  
 2002-01, 
  January 2002. 
 D.W. Shoesmith, Fuel Corrosion Processes under Waste Disposal Conditions. Johnson  
 282(2000)1-31. 
  
 K-F 
  King, Jensen, Pressure Test of  
 KBS-3 
  Canister  
 Mock-up. 
  European Commission,  
 Hopkins, 
  Institute for Energy, NSU/KN/04.01.02. 
  
 T. 
  
 West (editor)  
  
 et al.,  
 Inspection of Copper Canisters for Spent Nuclear Fuel by Means of Ultrasound, NDE of Friction Stir Welds, Taylor, Ultrasonic Imaging. Technical Report  
 TR-04-03, 
  January 2004. 
 302 
  
 7 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt avfall och farligt kemiskt avfall 
  
 7.1 
  
 Inledning 
  
 Samhällets värdering och klassificering av risker sker idag på olika sätt för olika verksamheter. Det innebär att de risker vi människor utsätts för är svåra att jämföra och den sammanlagda risksituationen svår att bedöma. Från samhällets synpunkt är det önskvärt med så likartade bedömningar som möjligt. Detta bidrag beskriver ett försök att jämföra risker med radioaktivt avfall och farligt kemiskt avfall. 
 Avfall är material som anses ha för lågt värde för att motivera ytterligare användning och som därför måste tas om hand på annat sätt. Avfallet utgör därmed en ekonomisk belastning för verksamheten eller för samhället. Det kan dock inte uteslutas att avfallet kan ha ett värde i någon annan verksamhet än den där det produceras eller i en framtida verksamhet. Avfall, som innehåller toxiska (giftiga) substanser, antingen de är radionuklider (radio- aktiva ämnen) eller giftiga kemikalier, skapas av många mänskliga verksamheter. Sådant avfall kan uppstå som en följd av ökad till- gänglighet och koncentrering av naturliga substanser och mate- rial (gruvverksamhet, oljeutvinning, uranbrytning), industriell verksamhet (smältverk, metallindustri, kemisk industri, läke- medelsindustri), jordbruk (ogräsgifter, växtskyddsmedel) eller i hushållen (batterier, brandvarnare, elektronik, mediciner). 
 Många av de ur avfallssynpunkt viktigaste radioaktiva ämnena är tungmetaller och har kemiska egenskaper som liknar de hos andra  
 icke-radioaktiva 
  (stabila) tungmetaller. De är  
 icke-flyktiga 
  och mindre lösliga i vatten än flera andra föroreningar. Det är 
 303 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU 2004:67 
  
 också viktigt att komma ihåg att radioaktiva ämnen med lång fysikalisk halveringstid kan vara mer giftiga kemiskt än strål- ningsmässigt. Detta gäller t.ex. naturligt uran i människan och troligtvis också radioaktiv jod,  
 129 
 I, i jord. 
 Till skillnad från organiska föroreningar – och i likhet med metaller – kan radionuklider inte förstöras eller brytas ner. Där- för bygger omhändertagandet av avfallet på tekniker som separa- tion, koncentration, volymreduktion, fixering och isolering. 
 Radionuklider har den fördelen framför stabila tungmetaller att mängden av ett radioaktivt ämne reduceras genom det radio- aktiva sönderfallet, även om det i en del fall går mycket långsamt. 
 Under årens lopp har man kommit att se på olika sätt på radioaktivt och kemiskt avfall. Klassificeringssystem och regel- verk hänger i dag starkt samman med källan till avfallet. 
 De skilda synsätten har t.ex. inneburit att allmänheten ofta bedömer radioaktivt avfall som farligt medan det bland planerare finns en schablonbild av att säkerhetsmarginalerna är mycket stora då det gäller radioaktiva ämnen. Likartade riskbaserade klassificeringssystem och regelverk för radioaktiva ämnen och kemiskt giftiga substanser skulle förenkla miljökonsekvens- bedömningar och göra dessa mer rättvisa. Både av miljö- mässiga och ekonomiska skäl skulle samhället tjäna på en sam- syn/samordning och så likartade bedömningar som möjligt. Detta skulle också vidga perspektiven i diskussionen om slut- förvaret för använt kärnbränsle och aktualisera behovet av liknande förvar för tungmetaller, som t.ex. kvicksilver (SOU, 2001). 
  
 7.2 
  
 Förslag till jämförbar klassificering av radioaktivt och kemiskt avfall 
  
 National Council on Radiation Protection (NCRP, 2002) i USA har nyligen föreslagit ett system för att klassificera alla typer av avfall som innehåller toxiska substanser, antingen de är radio- aktiva eller har en kemisk toxicitet. Detta kapitel beskriver för- 
 304 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 slaget och diskuterar det i skenet av nuvarande system som skiljer sig åt när det gäller radioaktiva ämnen och giftiga kemi- kalier. Det föreslagna systemet är principiellt intressant eftersom det ger förutsättningar för de ovan efterlysta likartade bedöm- ningarna av olika typer av avfall. 
 I Europa förekommer begränsade aktiviteter inom området inom OECD/NEA och inom EU:s 5:e ramprogram (Miller). 
 Det av NCRP föreslagna systemet 
  
 är användbart för varje slags avfall som innehåller radio- nuklider, farliga kemikalier eller en blandning av dessa, 
  
 har en klassificering, som grundas på bedömning av de hälso- risker för befolkningen som uppkommer till följd av avfallet, 
  
 har en undantagsklass för sådant avfall som innebär en så låg risk att det kan hanteras som ofarligt avfall. 
  
 Systemet omfattar 3 avfallsklasser: 
  
 1. 
  
 Avfall med hög farlighet 
  
 2. 
  
 Avfall med låg farlighet 
  
 3. 
  
 Ofarligt avfall 
  
 Systemet bygger på följande principer: 
  
 Kim  
  
 Guzmansamband utan tröskelvärde för cancer- framkallande substanser och med tröskelvärde för icke- cancerframkallande 
  
 Termen dos ges en likartad mening. Dos betyder i dag olika saker för radioaktiva ämnen och farliga kemikalier. För strålning och radioaktiva ämnen betyder dos absorberad dos (oftast medelabsorberad dos i hela det angivna organet eller vävnaden) eller effektiv dos. Från sådana dosuppgifter kan den biologiska effekten bedömas. Dos för giftiga kemikalier (liksom för läkemedel) syftar på intagen mängd substans. 
  
 305 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett enhetligt riskbegrepp. De risksiffror som hittills använts för joniserande strålning och radioaktiva ämnen syftar på antalet döda i cancer (under resten av livet) medan man för kemiskt cancerogena ämnen vanligtvis anger antalet inträffa- de cancerfall (incidensen). 
  
 Sättet att uppskatta hälsorisker skiljer sig också för radio- nuklider och farliga kemikalier genom den olika grad av försiktighet som man lägger in i de antagna sannolikheterna för oönskade hälsoeffekter per dosenhet och genom att man tar hänsyn till olika antal riskorgan i kroppen. 
  
 Man antar ett antal exponeringsscenarier vid uppskattning av den risk som allmänheten löper (exponeringssituationer som kan användas vid varje avfallsförvar). 
  
 7.3 
  
 Beteckning på risker för individer 
  
 För joniserande strålning gör man ofta följande bedömningar av riskerna 
  
 Oacceptabla risker, som måste reduceras oberoende av kost- nad eller andra förhållanden. Denna bedömning görs om den av strålningen orsakade extra risken att dö i cancer under 
  
 resten av livet är större än en acceptabel nivå (ofta ett värde i intervallet 0,1 0,001 eller större eller med andra ord mellan 10 % och 0,1 % eller större; var i intervallet man lägger sig beror på exponeringssituationen). 
  
 Acceptabla risker (risker under oacceptabla nivåer samt ALARA as low as reasonably achievable). Risker precis under oacceptabla nivåer betraktas som nätt och jämt acceptabla och bör reduceras avsevärt med hjälp av ALARA principen 
  
 Försumbara risker bedöms så låga att ytterligare ansträng- 
  
 ningar att reducera risken (enligt ALARA) inte är berätti- gade. Utgörs vanligtvis av 0,0001 0,000001 (0,01 0,0001 %) eller lägre extra dödlig cancerrisk under resten av livet. 
 306 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 Det vi i dag kallar acceptabla risker eller doser av giftiga kemi- kalier motsvarar vad som kallas försumbara för radionuklider, medan acceptabla risker eller doser för radionuklider kan ligga väl över försumbara nivåer förutsatt att de är ALARA. För farliga kemikalier, betyder oacceptabel väsentligen detsamma som icke försumbar. För radionuklider syftar oacceptabel på doser och risker som ligger klart över försumbara nivåer som inte kan tolereras under normala förhållanden. 
 Tabell 7.1. Skillnader i tolkningen av acceptabel och oacceptabel risk (dos) för radionuklider och farliga kemikalier 
  
 Riskbeskrivning 
  
 Tolkning för radionuklider 
  
 Tolkning för vådliga kemikalier 
  
 Oacceptabel 
  
 Oacceptabla risker. De måste 
  
 Riskerna ligger över försumbara 
  
 reduceras vad det än kostar. 
  
 nivåer. Reduktion av riskerna 
  
 måste övervägas, men krävs 
  
 bara i lämplig utsträckning. 
  
 Acceptabel 
  
 Risker under oacceptabla nivåer 
  
 Riskerna är försumbara. Ytter- 
  
 och ALARA. 
  
 ligare reducering av riskerna 
  
 behövs inte. 
  
 Risker för radioaktiva ämnen anses som oacceptabla även om de ligger under oacceptabla nivåer, men inte är ALARA. Denna tolkningsskillnad mellan giftiga kemikalier och radioaktiva ämnen i bedömning av risker orsakar stora svårigheter för beslutsfattare och allmänhet och för de som skall informera nämnda grupper. 
 307 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU 2004:67 
  
 7.4 
  
 Föreslaget riskindex för avfallsklassificering (NCRP) 
  
 Med risk avses generellt sannolikheten för en skada kombi- nerad med graden av skadans allvarlighet (t.ex. död, förkortad livslängd, nedsatt  
 njur-, 
  lever- eller sköldkörtelfunktion). 
 När det gäller avfall anger NCRP risk, som sannolikheten att det händer något med en individ eller som frekvensen av händelser i en befolkningsgrupp. För att uppskatta detta behöver man 
  
 1. 
  
 Sannolikheten för händelser som resulterar i utsläpp 
  
 2. 
  
 Sannolikheten att individen eller befolkningsgruppen expo- neras för utsläppet 
  
 3. 
  
 Sannolikheten att exponeringen ger en skada 
  
 Risken från ett förvar/en deponi skulle kunna uttryckas som ett dimensionslöst riskindex (RI). Riskindexet för den i:te farliga substansen (R 
 i 
 ) definieras som den risk som uppkommer från deponering av den aktuella substansen relativt en bestämd tillåtlig risk för ett antaget avfallssystem. 
 R 
 i  
 = F 
 i 
  
 (risk på grund av deponeringen) 
 (tillåtlig risk) 
 F 
 i  
 är en modifierande faktor för substans i och kan bero på avfallsanläggningens utformning, avfallets förpackning, osäker- het i riskbedömningen m.m. 
 För varje substans där risken kan antas proportionell mot dosen (substansmängd/aktivitetsmängd) utan tröskelvärde, kan RI 
 i  
 skrivas: 
  
 RI 
 i  
 = F 
 i 
  
 (dos på grund av deponeringen) 
  
 (tillåtlig dos) 
  
 308 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 Skillnaden i betydelsen av dos för radionuklider och kemikalier är ointressant så länge samma betydelse används för en given substans i täljare och nämnare. 
 Om vi antar att riskerna från en enskild källa är additiva krävs att 
  
 Σ 
 RI 
 i 
  
 i 
 dvs. summan av alla bidrag får inte överstiga den tillåtliga dosen (eller tillåtliga risken). 
 Att addera riskerna för  
 icke-cancerogena 
  substanser kräver givetvis försiktighet med tanke på att  
 Guzmansambanden där inte behöver vara linjära och att man inte kan utesluta sam- verkande (multiplikativa) faktorer mellan olika kemiska substan- ser. 
 Fördelen med det föreslagna riskindexet är att alla toxiska substanser behandlas på ett likartat sätt. 
  
 7.5 
  
 Ett riskbaserat avfallsklassificeringssystem 
  
 NCRP föreslår att alla typer av avfall delas in i tre klasser. 
 I Avfall som undantas från regelverket 
 För  
 icke-cancerogena 
  giftiga kemikalier rekommenderar NCRP att en försumbar dos ska definieras som en liten andel (t.ex. 10 %) av ett visst tröskelvärde för deterministiska (förutsägbara) effekter i människor. För radionuklider rekommenderas att en årlig effektiv dos på 0,01 mSv skall betraktas som en försumbar individdos. Den motsvarar en uppskattad livstidsrisk att dö i cancer på omkring  
 Edwards 
  
 (0,004 %) för en antagen exponerings- tid på 70 år (5 % per Sv). Denna dos är också den som IAEA 
 309 
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt SOU 2004:67 
 använder för att definiera en undantagsklass för radioaktivt avfall. 
 Vad som menas med försumbara risker eller doser för radio- nuklider och kemiska carcinogener skulle också kunna diskuteras i relation till risker man inte kan undvika från den naturligt förekommande bakgrundsstrålningen (1 mSv/år). Eftersom livs- tidsrisken från exponering för naturlig bakgrundsstrålning och naturlig förekomst av kemiska cancerframkallande ämnen är omkring 1 %, skulle en försumbar risk kunna sättas till en liten del av denna medelbakgrundsrisk (t.ex. 1 % av 1 %). En sådan försumbar risk skulle då på sikt bli mindre än variationen i bakgrundsrisk som på olika orter följer av skillnader i levnads- vanor. 
 II  
 Låg-riskavfall 
  
 Låg-riskavfall 
  kan deponeras i en särskild marknära anläggning för farligt avfall. Gränsvärde för koncentrationer av farliga substanser skall kunna härledas genom att risken eller dosen för en oavsiktlig inträngling inte bör överskrida acceptabla (nätt och jämt tolererbara) nivåer. 
 Acceptabla (nätt och jämt tolererbara) risker eller doser 
 För  
 icke-cancerogena 
  giftiga kemikalier bör en acceptabel dos sättas vid ett tröskelvärde för deterministisk effekt i människa eller strax under tröskelvärdet (t.ex. med en faktor 2 eller 3) om en ytterligare säkerhetsmarginal önskas. 
 För radionuklider är gränsvärdet för årlig effektiv dos till individer bland allmänheten 1 mSv, vilket motsvarar en upp- skattad risk att dö i cancer under resten av livet på omkring  
 4x10 
 -3 
  
 eller 0,4 % (för en antagen exponeringstid av 70 år). Detta kan jämföras med risken att dö i cancer av andra skäl än strålning som är drygt 20 % eller drygt en person av fem. 
 310 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 Acceptabla risker eller doser kan, som ovan, också relateras till den oundvikliga risken från naturlig bakgrund. 
 III  
 Hög-riskavfall 
  
 Detta avfall kan inte deponeras i marknära anläggningar, utan kräver deponering under markytan. Geologiska förvar är hittills lösningen för det högaktiva radioaktiva avfallet. Denna typ av förvar rekommenderas nu också för kvicksilver (SOU, 2001). 
  
 7.6 
  
 Riskuppskattningar och riskjämförelser 
  
 Det är möjligt att åtminstone teoretiskt uppskatta risken från låga stråldoser (ICRP, 1991). Det är givetvis nödvändigt att diskutera dessa risker i skenet av de risker som vi utan mycket funderande accepterar i vårt dagliga liv, t.ex. från naturligt före- kommande bakgrundsstrålning. Å andra sidan berättigar ju inte existensen av andra risker en exponering för ytterligare strålning. De risker vi accepterar sedan tidigare ger emellertid en ram för att få perspektiv på risken med en ytterligare exponering för strålning från radioaktivt avfall. 
 Ett annat sätt att få perspektiv på vilka stråldoser vi utsätts för är att jämföra risker med radionuklider och kemikalier. Det finns en grundläggande skillnad mellan radioaktiva ämnen (joniseran- de strålning) och kemikalier när det gäller  
 Guzmanuppskatt- ningar. Effektuppskattningarna när det gäller strålning kan baseras på en uppskattad absorberad dos till organ och vävnader i kroppen. Vidare kan sambandet mellan dos och effekt som er- hållits från studier av exponerade persongrupper eller djur- grupper appliceras på alla radionuklider och de flesta expone- ringssituationer. Man behöver således inte göra separata studier för varje enskild radionuklid såsom krävs för varje enskild kemikalie. När det gäller kemikalier kompliceras bilden av att det finns ca 30 000 substanser, av vilka kanske 20 25 % kan tänkas 
 311 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU 2004:67 
  
 orsaka cancer, fosterskador och genetiska effekter (Bengtsson, 2002). För giftiga kemikalier har man alltså ännu inte definierat några storheter som liknar absorberad dos eller ekvivalent dos även om det i dag förekommer mycket arbete på att hitta ett dosmått (Warren och Mccarty, 2001).  
 Dos-respons 
  sam- band för aktuella giftiga kemikalier måste därför bygga på studier av den individuella substansen. 
 Förutsägbara (deterministiska) effekter 
 En grundläggande princip i skyddsarbetet är att förhindra att förutsägbara (deterministiska) effekter (för strålning: hud- skador, linsgrumling; för kemikalier: njur- och leverskador, neurologiska effekter m.m.) uppkommer såväl till följd av radio- aktiva ämnen som av kemikalier. Såväl för kemikalier som för strålning antas  
 dos-effekt-kurvan 
  ha en tröskel när det gäller deterministiska effekter. För varje substans baseras det antagna tröskelvärdet på data för det mest känsliga organet eller väv- naden. Det finns emellertid viktiga skillnader mellan radioaktiva ämnen och giftiga kemikalier i det sätt dessa tröskelvärden är uppskattade och sedan tillämpas när det gäller skyddsarbetet. 
 När det gäller strålskyddet grundas dosgränser för förutsäg- bara effekter (hudskador, linsgrumling) bara på data från män- niska och sätts normalt till en faktor 10 under de antagna tröskelvärdena. Denna säkerhetsfaktor är avsedd att tillförsäkra att deterministiska effekter utesluts för praktiskt taget alla indi- vider, inklusive de som skulle kunna vara ovanligt känsliga för strålning. När det gäller giftiga kemikalier har man normalt ett ännu mer konservativt (mer troligt att de överskattar än under- skattar risken) betraktelsesätt. Delvis beror detta på att sub- stansernas giftighet bara har studerats i djurförsök. Gränser för acceptabla doser definieras oftast av referensdoser, som vanligtvis härleds från det nedre värdet i osäkerhetsintervallet för de antagna tröskelvärdena på det sätt som de är representerade av de s.k. NOAELS (no observed adverse effect level) eller lägre 
 312 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 konfidensgränser, för den s.k.  
 benchmark-dosen 
  (den dos där 10 % av försöksdjuren visar påverkan), genom att lägga på åt- skilliga säkerhets och osäkerhetsfaktorer, oftast på åtminstone en faktor 100 för att få en referensdos. Dessa säkerhetsfaktorer kan vara så höga som 5 000 för några substanser. 
 Referensdoserna för giftiga kemikalier ger således troligtvis oftast en betydligt större säkerhetsmarginal än dosgränserna för strålningsinducerade förutsägbara effekter. 
 Slumpmässiga (stokastiska) effekter 
 Den grundläggande principen för skyddet mot såväl radioaktiva ämnen som giftiga kemikalier är att sannolikheten för slump- mässiga effekter, i första hand cancer, ska begränsas till en för individen och samhället acceptabel nivå, sett mot bakgrund av de fördelar som den aktuella verksamheten genererar. För varje substans som orsakar slumpmässiga effekter, antas generellt när det gäller hälsoeffekter ett linjärt  
 Guzmansamband utan tröskelvärde. Detta synsätt är väl etablerat inom strålskyddet och vinner allt mer insteg när det gäller att uppskatta cancerrisker från cancerogena kemikalier i vår omgivning (Bengtsson, 1988; Gonzalez och Mccarty, 1997; Duggan and Shaw, 1998; Granath et al, 1999; Jones och Mccarty, 2001). 
 De angivna sannolikhetsvärdena för radioaktiva ämnen och kemikalier som ger upphov till stokastiska effekter skiljer sig på två viktiga sätt. För det första är  
 Guzmansambanden för strålning och tillhörande sannolikhetskoefficienter baserade på bästa tänkbara uppskattningar. Å andra sidan är, när det gäller kemikalier som orsakar stokastiska effekter, motsvarande data oftast avsedda att vara övre gränsvärden (det övre värdet i osäkerhetsintervallet). I djurdata kan ett sådant värde bli 5 till 100 gånger större än bästa uppskattning. För det andra har det primära mätetalet när det gäller slumpmässiga effekter till följd av strålning och radioaktiva ämnen varit andelen döda under resten av livet. Däremot har man när det gäller kemikalier arbetat 
 313 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU 2004:67 
  
 med incidensen, dvs. andelen insjuknade eller skadade i en be- folkning till följd av exponering för ett cancerogent ämne, vilket förklaras att man i det senare fallet baserar sin uppskattning på djurförsök. 
 Det finns en annan skillnad mellan strålning och kemikalier. Strålning är en mera generell cancerogen, som kan ge upphov till cancer i många fler organ och vävnader än kemikalier. I strål- skyddet tar storheten effektiv dos hänsyn till detta. För de flesta giftiga kemikalier tar man bara hänsyn till ett riskorgan eller  
 -vävnad 
  och ignorerar resten av kroppen. Utvecklingen av bio- kinetiska modeller för giftiga kemikalier ger en motsvarande möjlighet, men sådana modeller har ännu inte tagits fram i någon större utsträckning. 
  
 7.7 
  
 Beräkning av risksiffror 
  
 Måtten på Kelley är satta olika för radionuklider/strålning och kemikalier. För att klassificera radioaktivt avfall kan man använda risksiffran 0,05 per Sv (5 % per Sv) som är den som normalt användes när det gäller strålskydd av allmänheten (ICRP, 1991). Den har härletts från bästa anpassning till epide- miologiska data för höga doser framför allt från Hiroshima och Nagasaki och därefter anpassats till låga stråldoser och doshastigheter (faktor: 0,5). För kemiskt cancerogena ämnen kommer risksiffrorna från det övre värdet i osäkerhetsintervallet för observerad effekt vid höga doser (huvudsakligen från djurstudier). Anpassningen på övre gränsen i osäkerhetsinter- vallet ligger i flera studier 10 gånger högre än vad som erhålles med bästa möjliga anpassning. 
 Beträffande riskuppskattningar för radionuklider appliceras risksiffran ovan på den effektiva dosen. Risksiffrorna för kemiskt cancerogena substanser baseras på iakttagen effekt i ett enskilt organ eller i en speciell vävnad (oftast hos djur). Möjligheten till effekt i flera organ uppmärksammas sällan. Risksiffror för låga 
 314 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 doser av cancerogena kemikalier är mer konservativa (mer troligt att de överskattar risken) än risksiffrorna för radioaktiva ämnen. 
 För radionuklider förhindrar gränsvärdet 1 mSv i effektiv dos deterministiska effekter. För giftiga  
 icke-cancerogena 
  kemikalier kan tröskelvärdet för deterministiska effekter i människa upp- skattas ur  
 benchmark-doser, 
  som i allt större utsträckning används för att få fram värden på tillåtliga doser av  
 icke-carcino- 
  gener. En  
 benchmark-dos 
  är som redan nämnts en dos som hör samman med en specificerad effektnivå i en studerad population (t.ex. 10 % ökning av effekten). Det lägre värdet i osäkerhetsintervallet för  
 benchmark-dosen 
  (som hör ihop med 10 % ökningen) användes sen som utgångspunkt för att få fram den tillåtliga dosen. För att få fram en dos som utgör ett säkert skydd för alla människor rekommenderas att man tar en dos som är 10 gånger lägre än den undre konfidensnivån för den bench-  
 mark-dos, 
  som fås vid en väl genomförd studie på människor och 100 gånger lägre än den undre konfidensnivån för en  
 benchmark-dos 
  som erhålles vid en väl genomförd studie på djur. 
 För att det föreslagna enhetliga klassificeringssystemet skall bli användbart fordras att risksiffror för ett mycket stort antal kemikalier tas fram. Den begränsade tillgången till sådana risk- siffror begränsar i dag det föreslagna systemets användbarhet. 
  
 7.8 
  
 Exempel på jämförande gränsvärden för strålning, asbest och nickel 
  
 I detta avsnitt jämföres först de gränsvärden för yrkesbetingad verksamhet som tagits fram för exponering, dels för strålning och dels för asbestfibrer och nickelföreningar (Schneider et al., 2000). Såväl epidemiologiska undersökningar som djurförsök har klart visat att såväl asbestfibrer som vissa nickelföreningar kan orsaka cancer på samma sätt som strålning. Epidemiologiska studier har visat att det finns ett samband mellan relativt höga exponeringsnivåer och en extra förekomst av cancer. Där finns 
 315 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU 2004:67 
  
 det också anledning att för riskbedömningar anta linjära, icke- tröskelsamband mellan exponering och risk. Jämförelsen mellan risker och tillåtliga nivåer bygger på de regler som tillämpas i Frankrike (vilket åtminstone när det gäller strålning är desamma som i Sverige) och illustreras i tabell 7.2. 
 Tabell 7.2. Jämförelser mellan riskuppskattningar och tillåtlig exponeringsnivå för joniserande strålning, asbest och nickel. Vid denna jämförelse har exponeringstiden satts till 40 år. 
  
 Extra risk att dö 
  
 Tillåtlig 
  
 Risk vid tillåtlig 
  
 under resten av 
  
 exponeringsnivå 
  
 exponeringsnivå 
  
 livet per dosenhet 
  
 (PEL) 
  
 under 40 år 
  
 Joniserande strålning, 
  
 4 % per Sv 
  
 100 mSv/5 år 
  
 3 % 
  
 anställda 
  
 Asbest, 
  
 0,04 % per 
  
 0,1 fiber/ml 
  
 0,16 % 
  
 anställda 
  
 fiber/ml år 
  
 Joniserande strålning, 
  
 5 % per Sv 
  
 1 mSv/år 
  
 0,2 % 
  
 allmänheten 
  
 Nickel, 
  
 14 %  
 10 
 -6 
  
 per 
  
 10-tals 
  ng/m 
 3 
  
 0,01 % 
  
 allmänheten 
  
 ng/m 
 3  
 år 
  
 Dosgränserna för joniserande strålning, asbest och nickel är baserade på extrapolering från kända  
 dos-risk 
  relationer vid höga exponeringsnivåer. För att komma fram till tillåtliga expone- ringsnivåer har för anställda gjorts jämförelse med risken att dö i andra yrken, som betraktas som säkra. För allmänheten har bl.a. jämförelser med naturlig bakgrundsstrålning gjorts. 
 316 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 7.9 
  
 Konsekvenser av det föreslagna klassificeringssystemet 
  
 Det föreslagna avfallsklassificeringssystemet är tillämpbart på varje typ av avfall som innehåller radioaktiva ämnen, giftiga kemikalier eller en blandning av dessa två avfallsslag. Systemet baseras på en bedömning av hälsoriskerna till allmänheten som uppkommer till följd av avfallsdeponeringen. Det innehåller en undantagsklass, som innehåller avfall som innebär en mycket låg risk och som kan hanteras som ofarligt material. De två övriga klasserna är  
 låg-riskavfall 
  (kan förvaras i marknära förvar) och  
 hög-riskavfall 
  (som kräver berggrundsförvar). 
 Gränserna mellan de olika avfallsklasserna får i det fortsatta arbetet kvantifieras i termer av gränser för koncentrationer för olika substanser så att undantagsgruppen kommer att innehålla så låga koncentrationer att substanserna inte innebär mer än en försumbar risk för en hypotetisk inträngling i ett avfallsförvar.  
 Låg-riskanläggningen 
  får inte orsaka mer än acceptabla risker för en inträngling. Avfall med högre innehåll än vad som kan tas omhand i de nämnda två typerna av avfallslager klassificeras som  
 hög-riskavfall 
  och kräver berggrundsförvaring. 
 Att ansenliga mängder avfall som innehåller små mängder radionuklider eller giftiga kemikalier kan undantas från regel- verket gör hanteringen enklare och billigare.  
 Hög-riskavfallet 
  kommer att utgöras av det mesta högaktiva radioaktiva avfallet, transuranavfall och långlivat radioaktivt avfall med lägre aktivi- tet. I samma grupp hamnar kemiskt avfall som innehåller höga koncentrationer av tungmetaller (bly, kadmium, kvicksilver). Nuvarande klassificeringssystem för kemiskt avfall innehåller inte någon sådan klass. Det föreslagna systemet kan antas få fördelar jämfört med dagens. Det är enkelt och lätt att förstå. Den tydliga kopplingen mellan klassificeringen och kraven på att skydda medborgarnas hälsa kommer förhoppningsvis att öka allmänhetens förtroende för avfallshanteringen och deponerings- verksamheten. Systemet har självklara fördelar när det gäller att hantera ett blandat avfall. Systemet ger förutsättningar för en 
 317 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU 2004:67 
  
 mer rättvis bedömning av olika avfallstypers farlighet än dagens system. 
 Referenser 
 Bengtsson G. Comparison of radiation and chemical risks. SSI- rapport 88 18. Swedish radiation protection authority, Stockholm, 1988. 
 Duggan Hernandez, Johnson Standards for environmental, non- threshold, carcinogens: Meyers approaches used for radiation and for chemicals. Simmons occup hyg 42(5), 315 323, 1998. 
 Granath F, Ehrenberg L. Cancer risks at low doses of ionizing radiation and chemicals. In: New risk frontiers, Proceedings of 10 
 th  
 anniversary conference of the society of risk analysis- Europe, Stockholm 1997 (Ed by  
 B-M 
  Wall) Center for risk research, Stockholm, Sweden) 1997. 
 Granath F, Vaca C E, Jones, Nelson Cancer risk estimation of genotoxic chemicals based on target dose and a multiplikative model. Risk analysis 19, 309 320, 1999. 
 ICRP, International commission on radiological protection. 1990 recommendations of the international commission of radiological protection. ICRP Publication 60. Annals of the ICRP 21 (1 3), 1991. 
 NCRP, National Council on Radiation Protection and Measurements.  
 Risk-based 
  classification of radioactive and hazardous chemical wastes. NCRP Report No. 139, 2002. 
 Schneider T, Patterson, Carpenter, Wells,  
 Hériard-Dubreuil. 
  Moore of the carcinogenic risk assessment and management of asbestos, nickel and ionising radiation. Report NEA/CRPPH(2000)11, November 2000, Nuclear Energy Agency. 
 318 
  
 SOU 2004:67 
  
 Ett försök till jämförbar klassificering av radioaktivt 
  
 SOU. Kvicksilver i säkert förvar. Betänkande av Utredningen om slutförvaring av kvicksilver. Statens offentliga utred- ningar, SOU 2001:58. 
 Törnqvist M, Mccarty, Horton cancer risk caused by environmental chemicals based on in vivo dose measure- ments. Smith Pathol Toxicol Oncol 20, 263 271, 2001. 
 319