Vatten och Ã¤mnestransport i den omÃ¤ttade zonen - Kungliga ...

Vatten och ämnestransport i den 

omättade zonen 

En kunskapsöversikt 

av 

Bengt Espeby och Jon Petter Gustafsson 

TRITA-AMI Rapport 3038 

Avd för mark- och vattenresurser 

Inst för anläggning och miljö 

Kungliga Tekniska Högskolan

Vatten och ämnestransport i den 

omättade zonen 

En kunskapsöversikt 

av 

Bengt Espeby och Jon Petter Gustafsson 

1998-01-07 

Forskningsrapport 

Avd för mark- och vattenresurser 

Inst för anläggning och miljö 

Kungliga Tekniska Högskolan

Innehållsförteckning 

FÖRORD 

SAMMANFATTNING 

SUMMARY 

I 

III 

VII 

INLEDNING 1 

STORSKALIG HYDROLOGI, KLIMATOLOGI, FÖRUTSÄTTNINGAR FÖR 

SVERIGE - BENGT ESPEBY 2 

JORDARTERS OCH JORDMÅNERS FÖRDELNING I LANDSKAPET - 

NATURGEOGRAFISK BESKRIVNING - BENGT ESPEBY OCH JON- 

PETTER GUSTAFSSON 4 

Sveriges jordarter 4 

Jordartens betydelse för ämnestransport 6 

Sveriges jordmåner 7 

Podsoler 8 

Jordmånens betydelse för ämnestransport 9 

MARKVATTENFYSIKALISKA FÖRHÅLLANDEN - VATTNETS 

INTRÄNGNING OCH BINDNING I DEN OMÄTTADE ZONEN AV OLIKA 

JORDARTER - BENGT ESPEBY 10 

Vattnets inträngningsförmåga 10 

Vattnets bindning i marken 11 

Morän 13 

Sand och grus 13 

Lera 13 

Dräneringsjämvikt - En jämförelse 14 

STRÖMNING IGENOM DEN OMÄTTADE ZONEN - OMÄTTAD OCH 

MÄTTAD STRÖMNING 15 

Darcyströmning - Bengt Espeby 15 

Partikelhastighet - Bengt Espeby 18 

Exempel på beräkning av partikelhastigheten i fält 19 

Bredfrontsperkolation, makroporflöde och kortslutningseffekter- Bengt 

Espeby 19 

i

Lateralt omättat och mättat flöde - Bengt Espeby 21 

Terrängläge-Dräneringsläge. In- och utströmningsområden - Bengt Espeby 22 

ÄMNESTRANSPORT - BENGT ESPEBY 24 

Transport med strömmande vatten - Advektion, dispersion och diffusion - 

Bengt Espeby 26 

Stokastisk - advektiv transport - Bengt Espeby 30 

Preferentiell strömning och transport - Bengt Espeby 31 

Preferentiell strömning 31 

Preferentiell vattentransport - Exempel från datorsimuleringar från en 

moränsluttning. 32 

Preferentiell ämnestransport - Exempel från datasimuleringar från tre olika 

jordbruksjordar. 32 

KEMISKA PROCESSER SOM PÅVERKAR ÄMNESTRANSPORT - JON 

PETTER GUSTAFSSON 33 

Adsorption 33 

- Jonbyte. 33 

- Ytkomplexbildning (kallas även ”specifik” adsorption). 34 

- ”Hydrofob” adsorption. 34 

Adsorberande ytor i naturliga jordar 35 

Inverkan av komplexbildning i marklösningen 36 

Metoder för att förutsäga adsorption 37 

Linjär adsorption / K D -värden 38 

Adsorptionsisotermer och katjonbytesmodeller 39 

Ytkomplexmodeller 39 

Konkurrens och hysteresis 40 

Utfällning 41 

Inverkan av redoxförhållanden 42 

Biologiska processer 43 

Näringsupptag. 43 

Nedbrytning av organiska ämnen. 44 

Transport av adsorberande joner - Jon Petter Gustafsson 44 

Ingen dispersion - linjär adsorption 44 

Ämnestransport under olika antaganden 45 

Numeriska ämnestransportmodeller byggda på advektiv dispersion 45 

ii

Transport och upplösning av icke vattenlösliga lösningar, sk NAPL - Bengt 

Espeby 46 

Transport av LNAPL i omättad och mättad zon 48 

Transport av DNAPL i omättad och mättad zon 51 

Transport av bekämpningsmedel - Lars Bergström 53 

Transport av kväveföreningar -Bengt Espeby 53 

Bakgrund 53 

Åtgärder 54 

Transport av makroämnen. Katjoner-Anjoner - Lars Lundin 55 

Transport av mikroorganismer - Bengt Espeby 58 

Metaller - Jon Petter Gustafsson 59 

Grupp 1. Aluminium och krom(III). 61 

Grupp 2. Koppar och bly (och kvicksilver) 63 

Grupp 3. Kadmium, zink och nickel 64 

Humusämnen 66 

Fulvosyror. 66 

Humussyror. 66 

Humin. 66 

Anjoner 67 

Grupp 1. Starkt adsorberande anjoner. 67 

Grupp 1b. Anjoner med omvänt pH-beroende för adsorptionen. 67 

Grupp 2. Svagt adsorberande anjoner. 67 

Grupp 3. Konservativa anjoner. 67 

Fosfor och arsenik 67 

LITTERATUR 69 

iii

Figurförteckning 

Figur 1. Årsmedelavrinningens fördelning i mm/år för Norden. Denna avspeglar 

ganska väl grundvattenbildningens storlek.______________________________ 3 

Figur 2. En generell bild över jordarternas förekomst i terrängen över och under HK 

i Sverige._________________________________________________________ 5 

Figur 3. Principiell bild av in- och utströmningsförhållanden för grundvatten i 

terräng med homogen vattengenomtränglighet och växlande topografi. _______ 6 

Figur 4. Horisontföljd i järnpodsoler, järnhumuspodsoler och humuspodsoler. ____ 9 

Figur 5. Infiltrationen mätt i mm/min för tre olika jordar som funktion av tiden. ___ 11 

Figur 6. Volymandelar vatten i olika jordar med avseende på hålrumsvolymen 

(porositeten), fältkapaciteten, och vissningsgränsen, för sorterade jordarter av 

olika kornstorlek ._________________________________________________ 13 

Figur 7. Exempel på dräneringsjämvikt för tre olika jordarter (morän, sand och lera) 

då grundvattenytan ligger på 1 m djup från markytan. Variationen för morän 

visar beroendet av olika halt finjord och därmed olika porstorleksfördelning i 

svensk morän.____________________________________________________ 15 

Figur 8. Vattenbindningskarakteristika för en grovkornig resp finkornig jord. Den 

hydrauliska konduktivitetens beroende av vattenhalten beskrivs i den vänstra 

figuren och vattenbindningens beroende av vattenhalten i den högra figuren. 

Hysteresiseffekten finns också beskrivet i den högra figuren. p och Ks anger 

porositet resp mättad hydraulisk konduktivitet för resp jord. Grova pilar anger 

effekten av en dränering. ___________________________________________ 18 

Figur 9. Sambandet mellan topografi och blekjordsmäktighet. Den övre delen av 

figuren visar topografin för sluttningen och den undre visar podsolen (avser lokal 

i Norge med upp till 2000-4000 mm nederbörd)._________________________ 21 

Figur 10. Mättad hydraulisk konduktivitet (m/dygn) på olika djup i marken i tre 

marktyper: frisk mark i en sluttnings övre del, fuktig mark längre ned i 

sluttningen och blöt mark längst ned. _________________________________ 22 

Figur 11. Sluttningar med samma lutning men olika form utvecklar olika storlek på 

utströmningsområdets storlek. Ju längre pilar desto större flödeshastighet. ___ 23 

Figur 12. Vattnets uppträdande i marken. _________________________________ 24 

Figur 13. Tre begreppsmässiga typer av ämnestransport (v, v1 och v2 anger olika 

porvattenhastigheter). Prickarna illustrerar partiklar. ____________________ 26 

Figur 14. Illustration av dispersion. En ursprungligen väl samlad föroreningsmängd 

sprids ut pga vattenpartiklarnas varierande mängd ______________________ 27 

Figur 15. Grafen visar på effekten av olika dispersivitet (Dz=0.02 reps 0.4 m2/år) och 

samma grundvattenbildning (q=400 mm/år) samt vattenhalt (θ =10 vol%). 

Baserad på beräkning mha analytisk lösning. ___________________________ 29 

Figur 16. Beräknade koncentrationer av ett spårämne i markvattnet vid olika 

tidpunkter efter att ett spårämne tillsatts vid markytan (jmfr Figur 13 ovan). 

Koncentrationerna skiftar beroende på djupet från markytan. Kurvan motsvarar 

en relativt genomsläpplig jordart. Till vänster ser vi den beräknade 

medelkoncentrationen vid det aktuella djupet, och till höger syns 

standardavvikelsen från denna medelkoncentration. En jämförelse mellan 

motsvarande medelkoncentration och standardavvikelse visar att man kan 

förvänta sig att koncentrationerna varierar vid alla djup med minst plus-minus 

100 % från medelvärdet. ___________________________________________ 31 

i

Figur 17. Exempel a) visar reaktionen då en kaliumjon som finns jonbytt till en 

humusyta (med karboxylgrupp betecknad som -COO-) byts ut mot en natriumjon, 

som också adsorberas genom jonbyte. I exempel b) byts kaliumjonen ut mot en 

kopparjon, som istället bildar ett ytkomplex.____________________________ 34 

Figur 18. Schematisk illustration av skillnaden mellan jonbyte och ytkomplexbildning, 

denna gång till en oxidyta. Joner som binds genom jonbyte fungerar i själva 

verket som ”motjoner” till den laddning som utvecklats på ytan, medan varje jon 

som binds i ytkomplex istället tillför ytan dess egen laddning, vilket oftast leder 

till att ytans nettoladdning minskar (eftersom det oftast är joner av motsatt 

laddning som adsorberas). Det sistnämnda leder i sin tur till att betydelsen av 

jonbyte avtar då ytan fylls med ytkomplexbildande joner.__________________ 35 

Figur 19. Adsorberat sulfat som en funktion av löst sulfat i jämviktslösningen i en 

kanadensisk rostjord vid två olika pH-värden. Linjerna är Freundlichisotermer 

som anpassats efter uppmätta data. Tre exempel på K D -värden visas. ________ 39 

Figur 20. Illustration av vad hysteresis-effekten innebär för lösligheten av ett ämne. 

Som synes är då n/c, dvs K D , väsentligt högre vid desorption jämfört med 

adsorption. Se Tabell 6 för definitioner. _______________________________ 40 

Figur 21. Schematisk beskrivning av hur valet av adsorptionsekvation och dispersion 

påverkar genombrottskurvan för ett adsorberande ämne. De heldragna linjerna 

visar koncentrationen av ämnet i utflödet från en jordkolonn då linjär adsorption 

(a) respektive Freundlichisoterm (b) antas, men ingen dispersion. I (a) och (b) 

visas också hur koncentrationen av ett icke-adsorberande spårämne varierar med 

tiden (den streckade linjen). Koncentrationen ökade från c(0) till c(a) vid tiden 0, 

och minskade sedan igen till c(0) vid en senare tidpunkt, se figuren. I (c) visas hur 

koncentrationen av det adsorberande ämnet i (b) förändras om dispersionen inte 

är försumbar (den streckade linjen). Jämför dispersionen med Figur 14-Figur 15.46 

Figur 22. Relativ permebilitet som funktion av mättnad. ______________________ 47 

Figur 23. Principen för LNAPLs inträngning och omfördelning i den omättade zonen. 

A. Inträngning och spridning. B. LNAPL utspridning på den kapillära 

mättnadsytan och grundvattenytan samt C. omfördelning av LNAPL då porerna i 

den omättade zonen töms. __________________________________________ 48 

Figur 24. Principen för DNAPLs inträngning och omfördelning i marken. A. 

Omfördelning av en liten volym DNAPL. B. Medelstor volym av DNAPL samt 

C.omfördelningen av en stor volym DNAPL.____________________________ 52 

Figur 25. Jämförelse mellan vanliga mikroorganismer och jordkornstorlekar, 

molekyler och atomer. _____________________________________________ 59 

Figur 26. Logaritmen av Al-aktiviteten som en funktion av pH då ett vatten befinner 

sig i jämvikt med Al(OH) 3 vid 25°C. Den tjocka linjen markerar lösligheten för 

alla Al-species (dvs Al 3+ + AlOH 2+ + Al(OH) 2 

+ 

+ Al(OH) 4 - ) Gäller för log *K s 0 = 

8.3 för Al(OH) 3 (Gustafsson et al., 1998) och konstanter för Alhydroxokomplexen 

enligt Nordstrom & May (1989). _____________________ 62 

Figur 27. Samma som Figur 26 fast vid 8°C. _______________________________ 62 

Figur 28. Speciering av Cu, Pb och Cd vid pH 5 i markvatten från en skogsjord. 

Koncentrationen av löst organiskt kol var 9.8 mg C/l. CuHS, PbHS och CdHS 

betecknar komplex med humusämnen. Totalkoncentrationerna av Cu, Pb och Cd 

var 58 mg/l, 46 mg/l resp. 2.4 mg/l. ___________________________________ 64 

ii

Tabellförteckning 

Tabell 1. Svenska jordmånstyper enligt FAO-systemet och Riksskogstaxeringen (RST).7 

Tabell 2. Jämförelse mellan några olika jordmåner av olika styrande faktorer för 

ämnestransport (++ = mycket viktig; + = ganska viktig; - = obetydlig).______ 10 

Tabell 3. Mättad hydraulisk konduktivitet, porositet och dränerbar porositet för några 

jordmaterial._____________________________________________________ 16 

Tabell 4. Uppmätt hydraulisk konduktivitet (K) och vattenhalt (θ) i två sandjordar 

under mättade och omättade förhållande. Årstiden då detta kan förväntas inträffa 

är angiven. ______________________________________________________ 17 

Tabell 5. Ungefärlig grad av adsorption vid pH 6 för tre representativa oorganiska 

ämnen till olika ytor. ______________________________________________ 36 

Tabell 6. Några exempel på ofta använda adsorptionssamband i markkemin. _____ 37 

Tabell 7. Modellantaganden i tre olika typer av adsorptionsmodeller . _________ 38 

Tabell 8. Exempel på ämnen som kan byta redoxtillstånd (och därmed löslighet) i den 

omättade zonen. __________________________________________________ 43 

Tabell 9. Retentionsförmågan för olja i olika jordar _________________________ 50 

Tabell 10. Typiska värden (F) på kvarhållen olja ovanför grundvattenytan för olika 

material:________________________________________________________ 51 

Tabell 11. Typiska ”bakgrundsvärden” för metaller (a) i marklösningen i 

skogsmarkens mårskikt och B-horisont, (b) i mårskiktets fasta fas, samt den 

kritiska belastningsgränsen (KBG) för metaller i mårskiktet. _______________ 60 

Tabell 12. K D -värden för Cd i en jord vid olika pH och halt organiskt C vid en 

jämviktskoncentration av [Cd] på 1.0 mg/l. Bakgrundslösningen innehöll 0.005 M 

CaCl 2 . Data från Boekhold & Van der Zee (1992)._______________________ 65 

i

Förord 

Denna rapport är skriven med ekonomiskt bidrag från Naturvårdsverkets 

forskningsavdelning, under ledning av Ulf von Brömsen. Huvudansvarig för 

rapporten har varit Tekn Dr Bengt Espeby vid avd för mark- och vattenresurser, KTH, 

Stockholm som också har skrivit huvudelen av rapporten. Tekn Dr Jon-Petter 

Gustafsson vid samma avd, är ansvarig för avsnitten om fastläggning av ämnen i 

mark. I avsnittet om vatten- och ämnestransport i marken har Fil Dr Lars Lundin, vid 

inst för skoglig marklära, SLU, bidragit med avsnitten om transport av makroämnen 

och Fil Dr Lars Bergström, inst för markvetenskap, SLU, avsnittet om transport av 

bekämpningsmedel. 

Stockholm i december 1997 

Bengt Espeby 

i

Sammanfattning 

Vatten är det viktigaste livsmedel som människan använder. Det utgör även andra 

livsorganismers viktigaste byggsten. Dess utomordentliga egenskaper som 

lösningsmedel gör att det lätt transporterar ämnen vilket också gör att vattnet är 

mycket utsatt för föroreningar. Speciellt utsatt är det vatten som finns i marken. 

Föroreningar tillförs vattnet i marken i koncentrerad form via platsbunden 

verksamhet, ex bensinstationer, handelsgödselspridning, avloppstankar, eller via 

olyckor eller tillförs också markytan i diffus form antingen löst i nederbörden eller 

som torr deposition. Den svåra försurningssituationen i Sverige är ett exempel på 

påverkan mycket långt från den huvudsakliga utsläppskällan. Spridningen av 

föroreningsämnen i marken och i vattnet som förekommer i marken styrs i stor grad 

av markens fysikaliska och kemiska förhållanden. 

I Norden där vatten förekommer i överskott sett på årlig basis kan stora mängder av 

nederbörden i form av regn och snö tränga ner i marken. En del av detta vatten binds i 

marken och kan därmed bidra till uppbyggnaden av vegetationen. Vegetationstäcket 

kan också utgöra en buffert som dämpar effekten av kraftig nederbörd. Vegetationen 

utgör också en dämpande täcke mot vattenavgång från marken. Överskottet från det 

vatten som trängt in i marken och bundits som markvatten eller tagits upp av växter, 

kan vidare tränga ned igenom marken och slutligen bilda grundvatten. Innan vattnet 

bildat grundvatten har det passerat den sk omättade zonen (där vatten och luft 

konkurrerar om porutrymmet). Mängden vatten som kan infiltrera, bindas och 

transporteras vidare till den mättade zonen (där alla porer är fyllda med vatten) 

avgörs framförallt av materialet igenom vilket vatten skall transporteras, läge i 

terrängen (dvs tjocklek på omättad zon), vilken typ av vegetation som finns på platsen 

samt mängden vatten som tillförs vid markytan. Jordmaterialets vattenledande 

förmåga avtar med minskande porstorlek (markens hålrum) vid homogena 

jordartsförhållanden och under mättade förhållanden. Den vattenledande förmågan 

avtar med minskande mängd vatten i markens hålrum. Eftersom finkorniga jordar 

binder mera vatten kan dessa under torra perioder leda mera vatten än grova jordar. 

Sverige domineras av jordar som är unga (mindre än 10 000 år) och som på olika sätt 

formats av inlandsisen Den huvudsakliga jordarten morän täcker 75 % av landarealen 

i markytan. De största mängderna sorterat material som är mer eller mindre homogena 

finner man under den högsta marina gränsen, HK. Det är här man återfinner t.ex. 

större delen av våra lerjordar, som ofta är näringsrika och har ett relativt högt pH. 

Ovan HK finner vi till största delen morän. Morän är en mycket heterogen jordart. 

Den vattenledande förmågan bestäms i stor utsträckning av hur stor del fint material 

som finns i jordarten. Ju mer finjord desto mindre genomsläpplig är jorden. Dessa till 

största delen grova och näringsfattiga jordar utbildar vanligen podsoljordmån, som är 

vår vanligaste jordmånstyp. Morän med stor del finjord kan dock tillsammans med 

jordar med hög lerhalt benämnas strukturjordar genom att de utformar sprickmönster 

som kan permanentas vid stark uttorkning och på så sätt öka vattenledningsförmågan 

betydligt. Är dessa sprickor vertikalt orienterade och med kontakt till markytan kan de 

snabbt leda ned vatten genom preferentiellt flöde förbi den omättade zonen ned till 

grundvattenzonen. Preferentiellt flöde kan förekomma i annars homogen omättad jord 

iii

om vatten koncentreras till delar av jordprofilen, ex nedanför lågpunkter i 

terrängavsnittet. 

I Norden ger den genomsnittliga avrinningen en grov uppskattning på hur stor del 

som bildar grundvatten efter sin passage igenom den omättade zonen. Det är därmed 

ett mått som är användbart vid beräkningen av transporthastigheten för ämnen som 

löser sig i vatten. Grundvattenbildningen är störst i de områden där man har mest 

nederbörd. I Mellansverige uppgår den till ca 200-300 mm/år (dvs 0.2-0.3m/år). I 

Västsverige kan grundvattenbildningen uppgå till 400 mm/år. Med en porositet på 

35% för ex en sandig jord motsvarar detta en hastighet på drygt 1 m/år under mättade 

förhållanden. Vid normala funktighetsförhållande blir dock hastigheten 2 m/år. 

Förutom massflödet i form av advektion så är spridningen, den sk dispersionen, av 

det lösta ämnet ned igenom den omättade zonen avgörande för veta hur fort ett ämne 

transporteras igenom den omättade zonen till grundvattenzonen. Större dispersionen 

leder till att ämnet når grundvattenzonen i lägre koncentrationer. Större advektionen 

leder dock till en snabbare transport av huvuddelen av ämnet igenom den omättade 

zonen. 

I många marker, t.ex. moränmark nedanför HK, minskar markens vattenledande 

förmåga starkt med djupet bl a pga markens packning. Ofta är markens vattenledande 

förmåga under mättade förhållanden avsevärt större i horisontell led, 1:100 eller upp 

till 1:10000 är ett vanligt förhållande mellan vertikal och horisontell led i svensk 

moränterräng. Strukturella porer i vertikal kan dock förändra bilden. Att uppskatta ett 

korrekt värde på transporthastigheten är mycket svårt eftersom variationerna i 

vattenledande förmåga i rummet uppgår till flera storleksordningar, ex från10 -4 till10 -9 

m/s. Att t ex nederbörden varierar över tiden gör bedömningen än svårare. På senare 

tid har man börjat beskriva transporthastigheter mha statistiska mått. Genom att ta 

hänsyn till variationerna i de data som beskriver marken, t ex porositet eller 

vattenledande förmåga, så kan den beräknade transporthastigheten beskrivas i form av 

förväntade och troliga fluktuationer kring ett medelvärde. Genom att variationen i 

beräknad transporthastigheten kan uppgå till flera storleksordningar i vårt naturligt 

heterogena marksystem leder detta till att ämneskoncentrationen också i sin tur kan 

variera med minst ± 100 %. 

Markvattnets lösta ämnen kan bindas kemiskt till jordens fasta fas. Är fastläggningen 

effektiv blir ämnenas löslighet låg och omsättningstiden lång. De viktigaste 

mekanismerna är adsorption och utfällning. Av dessa två mekanismer är oftast 

adsorption den viktigaste. För metallerna koppar och bly är adsorptionen till speciellt 

humusämnen mycket effektiv, medan den är något mindre stark för kadmium, zink 

och nickel. Även anjonerna fosfat och arsenat kan adsorberas starkt, men då 

företrädesvis till oxidytor. Även för näringsämnena kalcium, magnesium och kalium 

kan adsorption, då huvudsakligen i form av svag elektrostatisk attraktion till negativa 

laddningar i marken, vara betydelsefull. Markens pH är av avgörande betydelse för 

adsorptionen - katjoner adsorberas bättre vid högre pH medan det omvända 

förhållandet gäller för anjoner. Utfällning är dock viktigt för en del ämnen, t.ex. för 

järn, mangan och aluminium, och även för andra metaller då dessa förekommer i höga 

koncentrationer, t.ex. i starkt förorenad mark. Andra kemiska processer som är av 

betydelse är komplexbildning och redoxomvandlingar. En ökad komplexbildning 

kan medföra att ett ämne kan transporteras snabbare genom marken, men i en form 

iv

som oftast är mindre toxisk. Markens redoxförhållanden avgör vilken form av ämnet 

som förekommer och eftersom olika redoxformer kan ha mycket olika benägenhet att 

adsorberas eller utfällas har redoxförhållandena mycket stor betydelse för transporten. 

Näringsupptag, nedbrytning av organiska ämnen och redoxreaktioner är exempel på 

viktiga processer som drivs av växter och av markens mikroorganismer. Alla döda 

djur- och växtdelar bryts ned i naturen av mikroorganismer. Slutprodukterna är 

koldioxid och vatten. I sura, näringsfattiga miljöer, och där mycket av det organiska 

materialet består av ved och barr, är detta dock en process som tar lång tid. 

Humusämnen är mellanprodukterna i denna process. Dessa är högmolekylära och 

innehåller en mängd olika funktionella grupper. De rikt förekommande karboxyl- och 

fenolgrupperna har stor förmåga att komplexbinda metaller. Humusämnenas löslighet 

i vatten varierar på ett ganska komplicerat sätt beroende på pH, fördelningen mellan 

icke-polära och polära grupper och koncentrationen av komplexbildande metaller. 

För organiska ämnen som humusämnen eller pesticider (bekämpningsmedel) är ofta 

adsorption en viktig mekanism för fastläggning, medan biologiska processer 

medverkar till nedbrytning så att ämnena försvinner från den fasta fasen. På grova 

sandjordar och leror med kraftig struktur är utlakningen av pesticider stor. 

Bekämpningsmedels rörlighet i den omättade zonen i andra jordarter är starkt 

begränsad. I ytterst få fall tar sig mer än 1 % av vad som spritts ut av ett 

bekämpningsmedel förbi rotzonen i en åkerjord. Moränjordar och ickestrukturella 

leror utgör därmed det bästa skyddet mot förorening av grundvattnet av pesticider. 

I opåverkade miljöer återfinns de flesta tungmetaller samt arsenik och fosfor i 

mycket låga koncentrationer i marklösningen. Koncentrationen styrs i de flesta fall av 

den befintliga mineralogin, av mineralens vittringsbenägenhet, samt (i fallet fosfor) av 

den biologiska omsättningen. I vissa fall har koncentrationerna påverkats (oftast höjts) 

av större industriutsläpp, jordbruk och av markförsurningen. Risken för spridning av 

dessa föroreningar till grund- och ytvatten hänger till stor del ihop med markens 

förmåga att fastlägga ämnena ifråga och därigenom förlänga deras omsättningstid. 

Markens innehåll av humusämnen, oxidytor, lermineral samt markens pH är de 

viktigaste bestämmande faktorerna för fastläggningen. 

Olika slags modeller används för att förutsäga ämnens kemiska löslighet i marken. Att 

beskriva adsorption av metaller och andra joner kan vara en svår uppgift. Vid val av 

enkla empiriska samband för att beskriva adsorption, t.ex. den linjära 

adsorptionsekvationen och Freundlichekvationen, är det nödvändigt att beakta att 

sambanden endast gäller under mycket begränsade förutsättningar vad gäller t.ex. pH 

och marklösningens kemiska sammansättning. Det är dock möjligt att integrera 

markens halt organiskt kol och adsorptionens pH-beroende i en Freundlichekvation 

för att få ett mer generellt samband. Detta har gjorts för kadmium. Mer generella 

ytkomplexmodeller är under utveckling. Det finns ämnestransportmodeller som 

förenar kemiska processer (adsorption, utfällning) med fysikaliska (advektion - 

dispersion). Även biologiska processer beaktas i en del modeller. Sådana modeller 

kan ge en kvalitativ fingervisning om den relativa rörligheten för olika ämnen i 

marken, men de duger knappast ännu som prognosinstrument. Delvis beror detta på 

svårigheten att erhålla goda uppskattningar för många av modellernas parametrar, 

v

men det beror också på våra fortfarande bristfälliga kunskaper vad gäller såväl 

fastläggnings- som transportmekanismer. 

Icke vattenlösliga föreningars uppträdande och spridning i marksystemet är vanligen 

orsakat av platsbunden verksamhet, ex lösningsmedelsintensiv industri, 

bensinstationer etc eller pga olyckor, ex trafikolyckor med bensin- eller 

oljetransporter. Dessa föreningar kan uppdelas i två typer, dels de föreningar som är 

lättare (har mindre densitet) än vatten, sk LNAPL (efter engelskans Light 

NonAqueous Phase Liquids) och de som är tyngre (har större densitet) än vatten, sk 

DNAPL (Dense NonAqueous Phase Liquids. Genom att föreningarna inte är 

vattenlösliga leder det till att man måste dela in marksystemets flytande fas i två olika 

faser. Tvåfasströmning kräver att man känner till det speciella ämnets 

bindningsegenskaper i marken samt vattnets bindningsegenskaper i marksystemet 

eftersom de två faserna kommer att konkurrera om porutrymmet. Idag finns enklare 

modeller för uppskattning av LNAPL’s utbredning i omättad zon, men DNAPL’s 

utbredning är svårare att uppskatta. 

vi

Summary 

Water is Man’s major life sustaining agent. It is equally important for all living 

organisms. Its excellent solvent properties makes it a very good carrier of substances. 

This also makes water vulnerable to pollutants. Pollutants are deposited to the Earth’s 

surface (soil) in a more concentrated form from point sources, e.g. petrol stations, 

manure, leaking septic tanks, or at accidents. Pollutants are also deposited to soil 

systems in a diffuse form either with the precipitation or as dry deposition. As an 

example, in Sweden serious effects resulting from acid rain have been observed more 

than a thousand km away from the sources of emission. Once deposited, the further 

transport of dissolved constituents through the soil system is governed by the physical 

and chemical properties of the soil. 

In the Nordic countries the precipitation is higher than the evapotranspiration on an 

annual basis. Therefore, some of the precipitated water can infiltrate the soil. Some 

water is retained in the soil by capillary forces; the resulting soil moisture is important 

for vegetation growth. The vegetation cover acts as a buffer in the sense that it 

modifies the impact of heavy precipitation inputs. Also, the vegetation cover may 

reduce the evaporative losses during dry periods. Before the infiltrated water has 

percolated to the depth where it forms groundwater it is termed soil water and is said 

to be present in the unsaturated zone. The amounts of water that can infiltrate, be 

retained or further percolate towards the saturated zone (or the groundwater zone) are 

governed by the physical properties of the material through which the water is 

transported, the position in the landscape (i.e. the thickness of the unsaturated zone), 

the type of vegetation at the site and the amount of precipitation. The water 

conductivity of the soil decreases with decreasing pore width at homogeneous soil 

conditions and at saturated conditions. The water conductivity decreases rapidly with 

decreasing water content in the soil pores. Since fine-textured soils can retain more 

water these soils can conduct more water during dry periods. 

Most Swedish soils are young and were formed by glacial ice less than 10,000 years 

ago. The main soil parent material, glacial till, covers approximately 75 % of the land 

surface. Large deposits of assorted material are found below the highest marine 

shoreline, HK. Most of the clay soils are found below HK; these soils are nutrient-rich 

and they have a relatively high pH. Above HK there is mostly glacial till. Glacial till 

is a very heterogeneous soil. The amount of fine textured soil in the till is highly 

governing the soil’s ability to conduct water. More fine soil is reducing the 

conductivity These mostly coarse and nutrient-poor soils normally undergo 

podzolisation and they therefore form Podzols, which are the most common Swedish 

soils. Some glacial till soils have a high content of fine-textured material and they are, 

together with other soils with a high clay content, referred to as structural soils since 

they form cracks that can be permanented during long dry periods. The water 

conductivity is thereby increasing considerably. If these cracks are vertically oriented 

and if they have atmospheric contact they can quickly conduct water by preferential 

flow through the unsaturated zone down to the groundwater zone. Preferential flow 

can also occur in an otherwise homogeneous unsaturated soil if water is concentrated 

to parts of the soil profile, e.g. below depressions in the landscape. 

vii

I the Nordic countries the average runoff can provide a rough estimate of the 

groundwater recharge This quantity is useful for estimating the solute transport 

velocity. The groundwater recharge is large in the areas that have the highest 

precipitation. In central Sweden this amounts to approximately 200-300 mm/year (i.e. 

0.2-.3 m/year). In the western part of south Sweden it is up to 400 mm/year. With a 

porosity of 35 vol. % for a sandy soil this cause a transport velocity of more than 1 

m/year under saturated conditions. With normal moisture conditions the velocity may 

be 2 m/year. A part from mass flow (advection), the spreading of the solute, i.e. the 

dispersion, in the unsaturated zone is decisive for how far down a solute is spread, or 

how fast the solute is reaching the groundwater. A larger dispersion leads to a quicker 

transport of parts of the solute through the unsaturated zone while a larger advection 

leads to a quicker transport of the bulk of the solute. 

In many soils, e.g. till soil below HK, the saturated hydraulic conductivity is 

decreasing quickly with increasing depth below the ground surface, this is an as an 

effect of compaction. Often the saturated hydraulic conductivity is much larger in the 

horizontal direction, 1:100 or up to 1:10000 is a common relationship between the 

vertical and horizontal conductivity in Swedish glacial till terrain. However, structural 

pores in vertical direction can change the picture. To correctly estimate a value of the 

transport velocity is a difficult task since the variation of the physical properties , e.g. 

porosity, water conductivity and dispersion, can be up to several orders of magnitude. 

The varying precipitation over time makes the judgment even more difficult. 

Recently, efforts have been made to describe transport velocities by means of 

statistical methods. By considering the variation of the input parameters that describe 

the soil conditions, e.g. porosity or saturated hydraulic conductivity, the transport 

velocity can be calculated and described as a distribution of expected and possible 

fluctuations around an average value. Since the variations in calculated transport 

velocity can be up to several orders of magnitude in glacial till soils it leads to a 

variation in solute concentration with at least up to ± 100 %. 

Substances dissolved in the soil water can be chemically retained by the solid phase 

of the soil. If the retention is efficient the solubility of the substances may be low and 

the turnover time is long. The most important chemical retention mechanisms are 

adsorption and precipitation. Normally, adsorption is the more important one of the 

two. For metals such as copper and lead the adsorption to humic substances is very 

strong, while it is less strong for cadmium, zinc or nickel. Anions such as phosphate 

and arsenate can also be adsorbed strongly, but then mostly to oxide surfaces. Even 

for nutrients like calcium, magnesium and potassium the adsorption can be important, 

but for these cations adsorption mostly involves weak electrostatic attraction to 

negative charges in the soil. The soil pH is crucial for the extent of adsorption; cations 

adsorb more strongly with increasing pH while the reverse is (generally) true for 

anions. Precipitation is important for some elements, e.g. iron, manganese and 

aluminum, but also for other elements when they occur in high concentrations, e.g. in 

highly polluted soils. Complexation and redox reactions are other chemical processes 

of importance. An increased aqueous complexation typically makes an element more 

soluble in the unsaturated zone, but often in a form that is less toxic. The redox status 

of the soil decides the speciation of some redox-sensitive elements. Since different 

redox species have a different retention capacity the redox status is important for 

solute transport. 

viii

Nutrient uptake, degradation of organic substances and redox reactions are examples 

of important processes which are triggered by vegetation and by the soil microflora. 

All dead materials from plants are degraded by microbes. The final product is carbon 

dioxide and water. This is a process that often takes a long time. This is especially the 

case in acidic forest soils where the organic material consists of wood and needles. 

Humic substances is an intermediate product of this process. These high-molecularweight 

compounds contain a number of functional groups. The abundant carboxylic 

and phenolic groups have a large capacity for metal complexation. The solubility of 

humic substances in water varies in a complex way as a function of the pH, of the 

distribution of non-polar and polar groups, and of the concentration of complexed 

metals. 

Adsorption is often an important mechanism for the retention of organic substances, 

e.g. humic substances or pesticides, while biological processes are responsible for the 

degradation which removes the substances from the solid phase. On coarse-textured 

soils or on structural clay soils the leaching of pesticides can be large. In spite of this, 

the mobility of pesticides in the unsaturated zone is strongly limited. It is unusual that 

more than 1% of what has been deposited passes the unsaturated zone of a farm soil. 

Glacial till soils and non-structural clays is the best protection against the leaching of 

pesticides to the groundwater. 

In pristine environments the concentration of heavy metals, arsenic and phosphorus 

in the soil solution is very low. The concentration is usually governed by the present 

soil mineralogy and by its weathering rate, and (in the case of phosphorus) by the 

biological cycling. In certain cases the concentrations have been affected (often 

increased) by industrial pollution, agricultural practices or by soil acidification. The 

risk of leaching of pollutants to ground- and/or surface waters is strongly linked to the 

ability of the soil to adsorb the substance and thereby prolonging its turnover time. In 

this context, the soil concentration of adsorbing surfaces (humic substances, oxide 

surfaces, clay minerals) and the pH are the key factors. 

Different models have been used to predict the solubility of different substances in the 

soil. Describing the adsorption of metals and other ions can be a difficult task. When a 

simple empirical relationship is chosen to describe the adsorption, e.g. the linear 

adsorption equation or the Freundlich equation, it is necessary to bear in mind that 

the relationship is only valid under a very limited set of conditions as regards, e.g., the 

pH and the chemical composition of the soil solution. However, it is possible to 

integrate the organic carbon content and the pH-dependence of the soil solution in a 

Freundlich-type equation in order to get a more general relationship. This has been 

done for example for cadmium. More general surface complexation models are under 

development. There are solute transport models that combine the chemical processes 

(adsorption, precipitation, redox etc.) with the physical processes (advection - 

dispersion) that affect solute transport. Some models have also tried to incorporate 

biological processes. Solute transport models can give a qualitative estimate of the 

relative mobility of different substances (solutes) in the soil, but they can hardly act as 

a prognosis tool in practical work. Partly this is because it is difficult to provide good 

estimates to many of the model parameters, but it is also because our knowledge of 

adsorption as well as of transport mechanisms is far from satisfying. 

ix

The occurrence of Non-Aqueous Phase Liquids (i.e. NAPL’s) in the soil system is 

usually caused by point sources, e.g. industrial activities involving organic solvents, 

petrol stations etc. or because of accidents, e.g. traffic accidents with petroleum 

transports. The non-aqueous phase liquids can be divided into two groups, light 

NAPL’s (LNAPL) and dense NAPL’s (DNAPL). Light NAPL’s include petrol and 

diesel fuel which have densities that are lighter than water and DNAPL’s include 

chlorinated hydrocarbons, such as trichloroethylene, which have higher densities than 

water. Since the substances have very poor solvation properties in water, it is 

necessary to divide the liquid phase of the soil system into two phases. Two phase 

flow demands the knowledge of the specific substance retention capacity in the soil as 

well as the water retention capacity in the soil system, since both the substance and 

the water will be competing of the pore space. Today there are simple models that can 

estimate LNAPL movement in the unsaturated zone. However, the mobility of 

DNAPL is more difficult to estimate. 

x

Inledning 

"Vatten är en förutsättning för liv" (Elrick och Clothier, 1990). "Vatten är vårt 

viktigaste livsmedel". Detta är några uttryck som man ofta stöter på inom 

miljödebatten. En förutsättning för att vattnet skall vara vårt viktigaste livsmedel är att 

det är 'rent' och kan nyttjas för sitt ändamål. Under sin cirkulation i det hydrologiska 

kretsloppet träffar dock vattenmolekylen, pga dess utomordentliga 

lösningsegenskaper på flera ämnen som kan lösas i vattnet. Vattnet länkar ihop 

växtligheten med marken inte bara genom sin betydelse i fotosyntesen eller som 

'katalysator för biologiska och kemiska reaktioner', utan även som lösningsmedel och 

transportör för näringsämnen, pesticider och andra föroreningar. Den omättade zonen 

utgör här den viktigaste enheten för växternas förråd av upptagbart vatten samt som 

filter för vattnets ‘förädling’ på sin väg till grundvattnet och vidare transport ut i 

ytvattendrag och sjöar. 

Sålunda är tillväxten hos växterna ytterst beroende av de småskaliga fysikaliska och 

kemiska processer som vattnets transport genom detta markfilter/den omättade zonen 

utgör. I den omättade zonen förekommer vatten och luft i ett jämviktstillstånd över 

längre perioder. Mängden vatten och luft balanseras av växternas upptag, vindens 

avdunstande verkan, tillskottet av nederbörd och det dräneringsläge som marken 

befinner sig i (beroende av terrängläge) samt av vilken jordartstyp som förekommer i 

den omättade zonen. Den del av de lösa avlagringarna där vatten finns i överskott, dvs 

där alla hålrum av marken upptas av vatten, betecknas som den mättade zonen (eller 

grundvattenzonen). Denna zon begränsas uppåt av den diffusa övergången till 

kapillärzonen (se nedan avsnitt Terrängläge) 

Intresset för ämnestransport igenom den omättade zonen av marken och 

grundvattenzonen har accelererat på senaste år. Inom jordbrukssektorn har man sedan 

lång tid tillbaka varit intresserad av näringsämnestranport och försaltning av 

grundvatten orsakad av en hög avdunstning och intensiv bevattning. Trots detta är det 

först då man världen över blivit varse föroreningen av grundvattnen av giftiga 

metaller eller andra antropogena ämnen som man uppmärksammat behovet av ökad 

information om problemen men även intresset för vilka kemisk reaktioner som 

förekommer i marklösningen i den omättade zonen innan det når grundvattnet. 

Nedan följer en uppräkning av ett antal föroreningstyper som förekommer. Höga 

nitrathalter i grundvatten, över dricksvattenstandarden på 50 mg NO 3 -/l (30 mg NO 3 - 

/l gräns för spädbarn) har till största delen sitt ursprung från den konstgödning som 

sprids på våra åkrar, läckande avloppsinfiltration, eller den ökande användningen av 

konstgödning av våra trädgårdsodlingar. Ökande tillskott av kväveföreningar från den 

allt större personbilsparken och den ofullständiga förbränningen av bilavgaser är ett 

ökande problem vad gäller försurningen av våra skogsmarker och vårt grundvatten. I 

många länder har man tidigare under årtionden gjort sig av med förbrukade 

industrilösningsmedel (organiska lösningsmedel, ex trikloretylen, TCE) obetänkt 

genom att helt enkelt pumpa ned dem i akviferer av sedimentärt ursprung. Detta har 

nu lett till att höga halter av dessa ämnen uppdagats i grundvattnen. I USA räknar 

man nu också med att det finns ca 300 000 läckande oljetankar runt om i landet. 

Sverige står här i särställning i förhållande till övriga Europa genom sina geologiska 

förutsättningar med jämförelsevis tunna jordlager ovanför berggrunden. Detta gör att 

1

de få akviferer av ekonomisk betydelse som vanligen används för 

dricksvattenändamål mycket lätt kan slås ut av eventuella föroreningar som 

transporteras igenom den omättade zonen. Den målgrupp som vanligen kommer i 

kontakt med denna problematik är verksam i kommuner eller på länsstyrelser. 

Kunskapsnivån inom denna målgrupp vad gäller vattnen och ämnens transport genom 

marken är vanligen liten. Det finns därför ett behov av en samlad kunskap över vatten 

och ämnestransport i den omättade zonen av de lösa jordlagren, som kan tillfredsställa 

och öka förståelsen hos denna målgrupp. 

Storskalig hydrologi, klimatologi, förutsättningar för Sverige - 

Bengt Espeby 

Strålningsbalansen, dvs summan av instrålning och utstrålning av energi, är den 

parameter som i första hand styr ett lands klimat. Vi har i Sverige ett humitt klimat. 

Med humitt menas att summan av nederbörden över året är större än summan av 

växternas transpiration och avdunstningen från marken, dvs den sk 

evapotranspirationen. I en humid klimatregion förekommer avrinning. 

Årstidsvariationerna, landets långa orientering i sydlig-nordlig led, samt den markanta 

höjdgradienten i väst-östlig riktning gör att variationerna för de i hydrologiska cykeln 

ingående delarna är olika i olika delar av landet. Dessa varationer kan bla utläsas i 

variationerna i grundvattenstånd mellan norra och södra Sverige. I norra Sverige når 

grundvattennivån sitt maximum kring halvårsskiftet och sitt minimum kring marsapril 

medan maximum i södra Sverige uppnås i maj och minimum i november 

(Fredén, 1994). Trots att sommaren är den nederbördsrikaste årstiden betyder det inte 

att effekten av nederbörden har störst inverkan då. I de västra fjälltrakterna inträffar 

den mesta nederbörden under vintern och i många kusttrakter under hösten (Raab och 

Vedin, 1995). Totalt över året erhåller speciellt västsidan av Sydsvenska höglandet 

och delar av fjälltrakterna den största nederbörden. 

Över året kan man dock generellt säga att förutsättningarna för gravitationsberoende 

vattentransport i den omättade zonen är störst vid vårsmältningen av snö och under 

hösten då avdunstningens del av vattenbalansen är negligerbar. Under 

sommarhalvåret är istället förutsättningarna stora för kapillär upptransport av vatten 

igenom den omättade zonen pga trädens transpiration och avdunstningen från 

markytan. 

Variationen i grundvattenbildning över landet varierar även med variationerna i 

nederbördsfördelningen och avdunstning. Årsmedelavrinningen kan antas som en 

grov uppskattning av grundvattenbildningen i landet (se Figur 1) 

2

Figur 1. Årsmedelavrinningens fördelning i mm/år för Norden. Denna avspeglar 

ganska väl grundvattenbildningens storlek. 

Figure 1. Average annual runoff in mm/year for the Nordic countries. This depict 

the size of the annual groundwater recharge fairly well (after Gottschalk, 1980 in 

SNV, 1990). 

3

Jordarters och jordmåners fördelning i landskapet - 

Naturgeografisk beskrivning - Bengt Espeby och Jon-Petter 

Gustafsson 

Det är av största vikt att skilja på begreppen jordart och jordmån vid en beskrivning 

av vatten och ämnens transport igenom markens omättade zon. Begreppet jordart är 

att hänföra till själva materialets fysikaliska struktur som beskrivs av 

kornstorleksfördelningen och kornens lagerförhållanden, medan jordmån är att 

hänföra till jordens fysikaliska och kemiska egenskaper. 

Jordarten beskriver till största delen jordens korn-/partikel- storleksfördelning, ex. 

sten, grus, sand, lera, morän, men även strukturella egenskaper, såsom lerig morän, 

sandig-moig morän, moränlera, styv lera, etc. Kornstorleksgränserna sammanfaller i 

flera fall med viktiga fysikaliska gränser. 

Ju grovkornigare en jord är, desto större hålrum, porer, finns som kan leda vatten. 

Detta stämmer under förutsättning att jordens porer är fyllda med vatten. När 

porutrymmet upptas av både vatten, främmande vattenlösta och olösta ämnen samt 

luft, dvs då jorden är omättad så avgörs ämnestransporten av porstorlek samt 

transportmängd. 

Jordmånen i sin tur är den del av jordskorpan som förändras under klimatets, 

vegetationens och markfaunans inverkan. Jordmånen har stor betydelse för hur olika 

ämnen fastläggs i marken. Markkemin, och då speciellt pH-värdet, samt halt finkornig 

jord och halt organiskt material är av avgörande betydelse för fastläggningen av 

ämnen i de ytliga jordlagren. 

Sveriges jordarter 

Det svenska landskapet och jordarternas fördelning i det är framförallt ett resultat av 

de senaste nedisningarna av landet. Isens rörelse malde ned den underliggande 

berggrunden och blandade den med äldre jordarter till den komplexa jordarten morän 

som är osorterad eller ofullständigt sorterad. Komplexiteten (heterogeniteten) i 

moränen kan också öka pga att det i den annars så ostrukturerade jordarten kan 

förekomma skikt av sorterat material av t ex grus, sand och mo. Moränen kan genom 

sin osortering innehålla kornstorlekar från fint bergartsmjöl till kantiga stenar och 

block. Mineralogin påverkar i stor utsträckning kornstorleken. Ju mjukare bergart 

desto mindre kornstorlek. Kalksten och skiffer å ena sidan är sedimentära bergarter 

som ger finkorniga jordar medan porfyr och granit å andra sidan är hårda och 

svårvittrade bergarter som ger grovkorniga jordar. 

Den osorterade eller ofullständigt sorterade moränen som till största delen täcker vårt 

land (75% av landarealen, Fredén, 1995) har sedan omlagrats i de ytliga 

markhorisonterna på nivåer under högsta kustlinjen (HK) genom vågverkan vid 

landets höjning ur havet. Ursvallat finmaterial har sedan sedimenterat och lagt sig 

utefter sluttningarna i avtagande kornstorlek. Vid branta sluttningar och där 

vågverkan varit betydande kan svallmaterial av sorterad karaktär vara betydande, ex 

Kilsbergens östra sluttningar, Närke. Isälvsavlagringarna med sorterade fraktioner 

4

genomkorsar här landet i företrädesvis nord-sydlig riktning, och är en effekt av den 

kanaliserade dräneringen av inlandsisen och slutlig avsättning i isälvsavlagringar vid 

den avsmältande isfronten. Dessa utgör en mycket viktig resurs i landskapet genom 

sina goda förutsättningar för bildning och magasinering av grundvatten. 

Sorterade jordarter som vi finner nedanför HK är att betrakta som postglaciala jordar, 

dvs bildade efter det att isen lämnat området. Dessa postglaciala sediment underlagras 

dock av den glaciala leran som är bildad under isens tillbakadragande. En generell 

bild över jordarternas förekomst i terrängen nedan och ovan HK ges i Figur 2. Ovan 

HK är jordarterna av glacialt ursprung, dvs de är utbildade under isens inverkan. Här 

är moränen i huvudsak osvallad i de övre markhorisonterna, men kan vid lägen för 

relikta issjölägen vara svallad vid de olika strandlägen som issjön haft vid olika 

tidpunkter. Större avlagringar med sorterade jordarter förekommer här i form av 

issjödeltan och mindre isälvsavlagringar. 

Jordar av organiskt ursprung, företrädesvis torvjordar såsom kärr- och mosstorv är 

alla av postglacialt ursprung och är utbildade under de senaste 10 000 åren efter isens 

avsmältning. 

Jordarternas läge i terrängen, och deras utsatthet för klimatets verkningar, samt 

vattnets möjlighet för transport av ämnen igenom den omättade zonen, är av största 

betydelse för vilken jordmån som utbildas på platsen. 

m. ö. h. 

HK 

40 

30 

20 

10 

Morän 

Glacial lera 

Torvmosse 

Berggrund 

Svallsand, -grus 

Postglacial lera 

Kärr, gyttjelera 

Figur 2. En generell bild över jordarternas förekomst i terrängen över och under HK 

i Sverige. 

Figure 2. The distribution of soils in the terrain above and below the highest marine 

shoreline (HK) in Sweden. 

5

Jordartens betydelse för ämnestransport 

Generellt sett är jordartens porositet det som är det mest avgörande för vatten och 

ämnens transport igenom den omättade zonen. Den fysikaliska betydelsen av vatten 

och ämnens transport igenom olika jordarter under både omättade och mättade 

förhållanden beskrivs mera i detalj under avsnitten Markvattenfysikaliska 

förhållanden och Strömning igenom den omättade zonen. 

Jordarternas förekomst i terrängen har en avgörande inverkan på hur vatten- och 

ämnestransporten igenom den omättade zonen går till. Jordarternas fördelning i 

terrängen är ett resultat av den sedimentationsordning som förekommit under och 

efter istiden, grovkornigare jordarter har sedimenterat först och de finkorniga sist. 

Generellt sett finner man de grovkorniga jordarna högt upp i terrängen eller i 

sluttningslägen och finkornigare jordar i dalgångar. De regionala 

infiltrationsförhållandena är i hög grad beroende av topografin och terrängen kan 

därför uppdelas i olika in- och utströmningsområden (Knutsson och Morfeldt, 1993) 

se Figur 3 samt jämför med Figur 2. Här sammanfaller ofta inströmningsområden med 

de lägen där vi finner de grovkornigare jordarna, moränen och de sorterade jordarna, 

och utströmningsområden sammanfaller med de lägen där vi finner de finkornigare 

jordarna, lerorna. Betydelsen av in och utströmningsområden beskrivs mera i detalj i 

avsnitten om Terrängläge-Dräneringsläge under huvudavsnittet Markvattenfysikaliska 

förhållanden. 

Inströmning 

Utstr 

Inströmning 

Utstr 

Inströmning 

Utstr 

Figur 3. Principiell bild av in- och utströmningsförhållanden för grundvatten i 

terräng med homogen vattengenomtränglighet och växlande topografi. 

Figure 3. Principal picture of recharge and discharge relationships for groundwater 

in a terrain with homogeneous water conducitivities and a changing topography 

(from Knutsson and Morfeldt, 1993 after Gustafsson, 1972). 

6

Sveriges jordmåner 

Jordar är oerhört olika och därför finns det system för att dela in dem i ett flertal olika 

jordmåner på basis av ett urval egenskaper som anses viktiga för t.ex. växtodlingen. . 

Vilken jordmån en viss jord blir beror på hur jorden ser ut och utvecklas. Man brukar 

traditionellt ange fem olika faktorer som är av avgörande betydelse för 

jordmånsbildningen: 

• Klimat ; temperaturen är viktig liksom hur mycket vatten som avdunstar 

respektive infiltrerar i marken 

• Markbiologi; en stor mikrobiell aktivitet påskyndar t.ex. nedbrytningen av 

organiskt material och vittring - dessutom rör markdjur om i horisonterna 

• Modermaterialets egenskaper (t.ex. kornstorleksfördelning och mineralogi); 

exempel: en sandjord vittrar myc+ket långsammare än en lerjord 

• Topografi; beroende på läget i terrängen rör sig vattnet igenom jorden på olika 

sätt, se föregående avsnitt 

• Tid; jorden förändras hela tiden beroende på vittring med mera. 

Det finns flera olika klassificeringssystem för jordmåner. Riksskogstaxeringens 

ståndortskartering använder sig av ett inhemskt svenskt system. Det finns också två 

olika internationella system, ett som utarbetats av FAO/UNESCO (det s.k. FAOsystemet) 

och ett som lanserats av USDA, det amerikanska jordbruksdepartementet 

(detta system kallas Soil Taxonomy). Trots olikheter vad gäller jordmånernas namn 

och indelningsgrunder har de två senare systemen mycket gemensamt. I Tabell 1 

beskrivs de vanligaste jordmånerna enligt FAO-systemet, och jämförs med 

Riksskogstaxeringen. 

Tabell 1. Svenska jordmånstyper enligt FAO-systemet och Riksskogstaxeringen (RST). 

Table 1. Swedish soil types according to the FAO-system and the national forestry 

taxation (RST). 

Jordmånstyp Motsvarar i Särskilda kännetecken enl. FAO-systemet 

FAO RST 

Histosoler Torv, 

Sumpjordmån 

Torvjordar och myrar med > 40 cm torv (> 60 cm om torven är 

ofullständigt nedbruten). 

Gleysoler Sumpjordmån Kraftig gleybildning p.g.a. fluktuerande grundvattenyta. Ofta i 

utströmningsområden. 

Podsoler Järnpodsol, 

Järnhumuspodsol, 

Har rostjord med tydlig anrikning av Fe/Al och/eller humusämnen 

(FAO); Podsoler har mår, blekjord och rostjord (RST) 

Humuspodsol, 

Övergångstyp 

Regosoler Brunjord, Outvecklade jordar med > 8 % lera 

Övergångstyp, 

Kulturjordmån 

Arenosoler Järnpodsol, 

Järnhumuspodsol, 

Övergångstyp 

Outvecklade jordar med < 8 % lera 

Cambisoler 

Brunjord, 

Övergångstyp, 

Kulturjordmån 

Har en B-horisont med en förändring i färg eller struktur, jämfört 

med underliggande horisonter 

Leptosoler Lithosol Tunt jordtäcke (< 30 cm FAO;

Som synes är inte systemen helt jämförbara vilket beror på att indelningen av 

jordmåner görs på olika sätt. Vilket system man använder sig av är delvis en smaksak, 

men vid internationella kontakter är det lämpligt att använda FAO-systemet eller Soil 

Taxonomy då man beskriver jordar. 

Generellt sett är Sveriges jordar mycket unga, endast några tusen år (d.v.s. sedan 

istidens slut). Det betyder att våra jordmåner är förhållandevis outvecklade. I Sverige 

finns en hel del huvudgrupper av jordmåner (enligt FAO-systemet) representerade, de 

vanligaste finns i Tabell 1. Det finns ett klart samband mellan jordarter och 

jordmåner. Till exempel utvecklas podsoler och arenosoler i grövre jordarter typ 

morän och glaciala sandsediment, medan postglaciala leror oftast utvecklar regosoler 

eller näringsrika cambisoler. 

Den till arealen överlägset viktigaste jordmånen är podsolen, som täcker 

uppskattningsvis 50 % av Sveriges landyta (andelen beror till viss del på vilket 

klassificeringssystem man använder). Det är därför befogat att här närmare beskriva 

podsolernas kännetecken. 

Podsoler 

Podsolerna karakteriseras av en vit eller gråaktig urlakningshorisont (E-horisont, även 

kallad blekjord), och av en anrikningshorisont som kan vara röd eller brunsvart (Bhorisont, 

rostjord). Oftast finns ett några cm tjockt mårskikt (O-horisont) ovanpå. 

Podsoler utbildas i rätt så grova, dock ej alltför grova, morän- eller sandjordar genom 

en process som kallas podsolering. Enligt den vanligaste tolkningen av hur 

podsoleringen går till ”fräter” nedträngande organiska syror (som frigörs i samband 

med nedbrytning av växtdelar) på den underliggande mineraljorden, där en E-horisont 

bildas. De organiska syrorna komplexerar Fe och Al, och de resulterande komplexen 

fälls ut i B-horisonten. Podsoler är naturligt sura, speciellt i de ytliga horisonterna. 

I Sverige brukar man skilja mellan tre olika sorters podsoler (se Figur 4): 

1. Järnpodsoler. Har en vit/askgrå E-horisont. Nedåt finns en skarp gräns till den 

röd- till orangefärgade B-horisonten (”rostjorden”) vars färg beror på 

järnoxidutfällningar (benämns Bs-skikt). Gänsen mellan B-horisonten och det 

opåverkade underlaget (C-horisonten) är oftast diffus. Järnpodsoler utbildas i torra 

terränglägen. 

2. Järnhumuspodsoler. Samma som ovan utom att det överst i B-horisonten finns ett 

mörkbrunt lager med kraftig humusanrikning (Bhs-skikt). Dessutom finns det ofta s.k. 

gleybildningar i C-horisonten, som är roströda järnutfällningar som uppkommer p.g.a. 

fluktuerande grundvattenyta, se kapitel Terrängläge. Järnhumuspodsoler finns i något 

fuktigare terränglägen än järnpodsoler, där grundvattenytan är högre. 

3. Humuspodsoler. Mårskiktet i humuspodsoler är ofta relativt onedbrutet (av 

torvkaraktär). Har en E-horisont som oftast är relativt tjock och impregnerad med 

humus varför den är gråsvart. B-horisonten innehåller inget Bs-skikt men däremot 

8

Bhs- eller Bh-skikt (det sistnämnda har kraftig humusanrikning, men inga 

järnutfällningar, och är därför svartaktigt). Gränsen mellan E och B är ofta diffus. 

Humuspodsoler finns ofta nära gränsen mellan in- och utströmningsområden där 

grundvattnet ligger ganska nära ytan. 

O 

E 

Bs 

O 

E 

Bhs 

Bs 

O 

Eh 

Bh 

C 

C 

C 

Järnpodsol Järnhumuspodsol Humuspodsol 

Figur 4. Horisontföljd i järnpodsoler, järnhumuspodsoler och humuspodsoler. 

Figure 4. Sequence of horizons in an iron podzol, iron humus podzol and a humic 

podzol respectively. 

I delar av södra Sverige är det vanligt att det inte finns någon urskiljbar E-horisont 

utan istället endast ett skikt med humusblandad mineraljord (A-horisont) som ofta 

uppstått p.g.a. att jorden under en period brukats. På samma sätt kan en B-horisont 

finnas kvar i en tidigare beskogad jord som nu brukas. Denna typ av jordar räknas 

vanligen som podsoler i de internationella systemen eftersom man utgår från B- 

horisontens beskaffenhet när man klassificerar; enligt Riksskogstaxeringen räknas 

sådana jordar som övergångstyp eller, i vissa fall, som brunjord eller kulturjordmån. 

Jordmånens betydelse för ämnestransport 

Jordmånen har stor betydelse för hur olika kemiska ämnen transporteras i marken. Ett 

högt pH samt en hög lerhalt, typiska egenskaper för näringsrika cambisoler, leder t.ex. 

till en snabb nedbrytning av organiskt material och till en effektiv adsorption av 

katjoner, se också Tabell 2. I de surare podsolerna bryts det organiska materialet ned 

betydligt långsammare. Katjoner binds ofta sämre i podsolerna och då företrädesvis 

till humusämnen, eftersom lerhalten är låg. Mårlagret i podsoler kan dock vara ett 

mycket effektivt ”filter” för många katjoner eftersom humusämnena där är relativt lite 

mättade med Fe och Al, som konkurrerar mycket effektivt om de tillgängliga 

9

adsorptionssätena. Anrikningen av Fe- och Al-föreningar i B-horisonten, samt det 

låga pH-värdet, möjliggör även en viss adsorption av anjoner; de binds faktiskt bättre 

i podsoler än i cambisoler. 

Tabell 2. Jämförelse mellan några olika jordmåner av olika styrande faktorer för 

ämnestransport (++ = mycket viktig; + = ganska viktig; - = obetydlig). 

Table 2.Comparison of different soils regarding the governing factors for solute 

transport (++=very important; +=fairly important; -=insignificant). 

Jordmån Anjonadsorption Katjonadsorption Adsorption av 

icke-polära org. 

ämnen 

Histosol - ++ ++ - 

Podsol - mår - ++ ++ + 

Järnpodsol - rostjord ++ + + + 

Humuspodsol - rostjord + ++ ++ + 

Cambisol 1 + ++ + ++ 

Arenosol - + + + 

1 Antas vara näringsrik, dvs en ‘Eutric Cambisol’ 

Nedbrytning 

av organiskt 

material 

Det är också skillnad mellan olika slags podsoler. Humuspodsoler har i allmänhet en 

större förmåga att binda katjoner, men istället en betydligt mindre förmåga att binda 

anjoner, jämfört med järnpodsoler. Mycket grova jordar, arenosoler, har ofta en 

mycket liten kapacitet att binda ämnen i mineraljorden; humusskiktets mäktighet blir 

här den enda viktiga faktorn som styr lösligheten av t.ex. metaller. 

Markvattenfysikaliska förhållanden - Vattnets inträngning och 

bindning i den omättade zonen av olika jordarter - Bengt 

Espeby 

I många sammanhang betecknas hela den omättade zonen som markvattenzonen men 

i detta sammanhang betecknar vi den senare som den del av markprofilen där 

växternas rotzon befinner sig. Det nederbördsvatten som inte växterna kan 

tillgodogöra sig i markvattenzonen rör sig vidare igenom sjunkvattenzonen mot den 

mättade zonen, grundvattenzonen. Vattnets inträngning och bindning i den omättade 

zonen förklaras i detta avsnitt. 

Vattnets inträngningsförmåga 

Vattnets inträngning i markens omättade zon betecknas som infiltration och 

infiltrationskapaciteten är den maximala mängd vatten per tidsenhet som en mark kan 

ta emot utan att det ansamlas vatten på markytan och det bildas ytavrinning. Den 

maximala infiltrationskapaciteten är liktydig med markens 

genomsläpplighetsförmåga, dvs den hydrauliska konduktiviteten se nedan. 

Infiltrationskapaciteten är som störst i början när jorden tillförs vatten tex via 

10

nederbörden och avtar sedan till ett jämviktsläge. I Figur 5 beskrivs infiltrationen för 

tre olika jordar som funktion av tiden. 

12 

Infiltration 

(mm/min) 

8 

6 

4 

Grov sand 

Lerblandad sand 

2 

0 

Lerjord 

0 60 120 180 240 300 

Tid (min) 

Figur 5. Infiltrationen mätt i mm/min för tre olika jordar som funktion av tiden. 

Figure 5. Infiltration in mm/min for three different soils as a function of time (after 

Troedsson and Nykvist, 1973). 

Infiltrationskapaciteten i en tjälad mark beror på vilken vattenhalt som jordens ytskikt 

hade vid tjälningstillfället. Ju högre vattenhalt desto lägre infiltrationskapacitet och 

därmed genomsläpplighetsförmåga. Fältförsök har visat att 

genomsläpplighetsförmågan hos finkornig jord som varit mättad vid tjälningstillfället 

minskade från 10 till 0.001 mm/dygn då temperaturen sänktes från 0 ° C till -0.4 ° C. 

Andra fältförsök på infiltrationsförmåga i olika jordar i svensk terräng har dock visat 

att det mesta vattnet infiltrerar utan problem under förutsättning att grundvattenytan 

ligger förhållandevis djupt och de ytnära skikten är omättade. 

Vattnets bindning i marken 

En jord har benägenheten att hålla kvar vatten även om den utsätts för fri dränering 

(Grip och Rodhe, 1985). Vatten binds i jorden genom adsorption och ytspänning. 

Adsorptionen eller vidhäftningen av vattenmolekylerna till jordpartiklar beror på 

elektrostatiska krafter mellan de dipolära vattenmolekylerna och jordpartiklarnas 

laddade ytor. Ytspänningen som exempelvis ger vattendroppen dess rundade form 

påverkas av i vattnet lösta ämnen, ex salter som gör ytspänningen i vattenlösningen 

större än för rent vatten medan organiska ämnen minskar ytspänningen. 

Sammanfattningsvis förekommer vattnet i den omättade zonen på tre olika sätt (i 

ordning mot lösare bindning); adsorptivt bundet , kapillärt och fritt vatten. Vid full 

mättnad av marken är alla hålrum (porer) fyllda med vatten. Bindningsenergin (eller 

bindningstrycket, ett undertryck) som åtgår för att tömma de hålrum som finns i 

11

marken är omvänt proportionellt till storleken på dessa hålrum och därmed markens 

kornstorlek, dvs ju mindre hålrummen är, desto mer energi krävs för att tömma dessa 

hålrum från vatten. Detta medför att de största porerna i en jord töms först vid 

dränering, det sk fria vattnet eller det dränerbara vattnet lämnar porerna. Det vatten 

som återstår i hålrummen är kapillärt och adsorptivt bundet. 

Bland annat är jordarternas förmåga att suga upp vatten och deras förmåga att hålla 

kvar det (genom de kapillära krafterna) och släppa igenom vatten (genom 

permeabiliteten) varierande beroende av jordartens kornstorlek och packningsgrad. 

Finkorniga jordarter, ex leror, har en mycket hög kapillär uppsugningsförmåga, men 

suger upp vattnet mycket långsamt eftersom de har en mycket låg 

genomsläppningsförmåga (undantag se nedan Makroporflöde). Grovkorniga jordar 

såsom sand- och grusjordar är å andra sidan mycket permeabla. De har en mycket låg 

vattenhållande förmåga vid normala dräneringsförhållanden, de släpper igenom vatten 

mycket lätt och de torkar ut mycket fort. Moränjordars vattenhållande samt 

genomsläppande förmåga beror i stort på hur mycket finjord som ingår i jorden. När 

det gäller moränjordar som förekommer nedanför HK så utgör svallningen en 

betydande påverkan på jordens vattenledande förmåga (främst i horisontalled), 

eftersom den svallade moränen ligger i sluttande lägen. Vattenledningsförmågan avtar 

starkt med djupet eftersom finjordshalten ökar och svallningens effekt minskar. 

Det kapillära vattnet i markvattenzonen (för växterna tillgängligt vatten) är det vatten, 

bortsett från det adsorptiva vattnet, som en jord kan binda efter att den fritt kunnat 

dränera. Det som avgör hur stor mängd vatten som dräneras är 

porstorleksfördelningen i jorden. Den vattenhalt som kvarstår i marken vid det tryck 

(eller bindningstryck) som motsvaras av fri dränering, uppkommet, tex genom en 

sänkning av grundvattenytan eller genom avdunstning, kallas fältkapaciteten. 

Fältkapaciteten är den största vattenhalt som marken förmår hålla kvar mot 

gravitationen. Motsvarande nedre gräns för en jords vattenhållande förmåga, 

motsvaras av den vattenhalt som finns i marken då växterna inte förmår suga upp 

vattnet pga av dess hårda bindning i markens porer, kallas vissningsgränsen. 

Eftersom sorterade jordar, ex grus, sand, mo, endast har en porstorlek motsvarande 

halva partikeldiametern så töms det mesta vattnet från porerna då de utsätts för ett 

specifikt underttryck. Det krävs ett mindre undertryck för att tömma en grovkornigare 

jord än för en finkornigare. Leror som i sig är en sorterad jordart har mycket liten 

mängd fritt vatten som är dränerbart, till skillnad mot grövre jordar, ex grus. En 

jordart som innehåller flera olika porstorlekar, ex moränjordar har därför ofta en 

ganska stor mängd växttillgängligt vatten, som växterna kan tillgodogöra sig allt 

eftersom behovet uppkommer. 

Det adsorptiva vattnet i markvattenzonen (för växterna ej tillgängligt vatten) ligger 

som en tunn film (ca 3 x 10-7 mm tjockt) runt partiklarna i marken och betydelse av 

detta vatten ökar ju finkornigare en jord är, i och med att partikelytan per volymsenhet 

jord ökar. I en sand (0.6 mm korndiameter) utgörs 0.001 vol % av adsorptivt vatten, 

att jämföra med att det i en lera (0.0002 mm) kan uppgå till 20 vol %. Den adsorptiva 

vattenmängden i en morän är helt beroende av vilka finfraktioner som förekommer. 

I Figur 6 nedan beskrivs vattenförhållandena i olika jordarter. 

12

volymandel (%) 

100 

90 

80 

jordmaterial 

70 

60 

Porositeten 

50 

40 

30 

dränerbart vatten 

växttillgängligt vatten 

20 

Fältkapaciteten 

Vissningsgränsen 

10 

0 

grus 

icke upptagbart vatten 

sand mo mjäla mellanlättlera 

lera styv lera 

Figur 6. Volymandelar vatten i olika jordar med avseende på hålrumsvolymen 

(porositeten), fältkapaciteten, och vissningsgränsen, för sorterade jordarter av olika 

kornstorlek . 

Figure 6. Volume of water in assorted soils of different grainsize with respect to 

porosity, fieldcapacity, and wilting point, (after Grip and Rodhe, 1985). 

För generalitetens skull beskriver vi här fyra olika jordartstypers fysikaliska 

egenskaper; morän, grus, sand och lera. 

Morän 

Morän tillhör gruppen friktionsjordar. I Sverige består moränerna, vilka har sitt 

huvudsakliga ursprung från de svårvittrade och hårda bergarterna gnejs och granit, till 

största delen av sand och mo. Genomsläppligheten varierar med packningsgraden och 

halten finjord och minskar därför kraftigt mot djupet. Leriga moräner finner man i 

närheten av områden som har sedimentär berggrund, vanligen söder om de ställen där 

den sedimentära bergrunden fortfarande blivit kvar efter att inlandsisen dragit sig 

tillbaka. 

Sand och grus 

Sand och grus är sorterade jordarter som tillhör gruppen friktionsjordar. Förekommer 

i isälvsavlagringar eller i anslutning till sluttningslägen som utsatts för hård svallning 

under landets höjning ur havet. Deltabildningar från gamla issjölägen är andra 

mäktiga avlagringar som till stor del består av sand- och/eller grus. 

Lera 

Lera tilhör gruppen kohesionsjordar (eller strukturjordar). På grund av lerans 

kohesionsegenskaper har den möjlighet att förändra sin form genom svällning, och 

13

genom krympning vid vattenhaltsförändringar. Denna volymförändring leder till att 

större spricksystem (strukturella porer, makroporer) kan utbildas vid uttorkning av 

jordarten, spricksystem som vid vätning kan permanentas och därvidlag medföra att 

två olika porsystem kan förekomma i leror. Här är lerhalten samt organisk halt av stor 

betydelse för hur stort och hur permanent detta spricksystem blir. Ju högre lerhalt det 

finns desto mer permanent blir spricksystemet vid stark uttorkning. För styva leror 

(lerhalt 40-60 %) så krävs det dock att jorden utsätts för uttorkning under längre tid 

för att spricksystemet skall permanentas. I och med att den vattenledande förmågan i 

det mindre porsystemet av leror är mycket låg så sker strömningen i strukturjordar 

främst i de strukturella porerna (se även ämnestransport). 

Dräneringsjämvikt - En jämförelse 

Rotzonen är den del av markvattenzonen som spelar en nyckelroll för vattentillförseln 

tilll grundvattnet. Rotzonens utbredning i vertikal led är till stor del beroende av 

vilken jordart som finns på platsen samt i vilket läge i terrängen som jordarten ligger 

(se även Terrängläge-Dräneringsläge). Dessa förutsättningar ger vegetationstypen för 

platsen, som till stor del är en effekt av avståndet till grundvattenytan. I rotzonen 

avgörs hur mycket vatten av den infiltrerande nederbörden som går till växternas 

vattenupptag och hur mycket som strömmar till grundvattnet. Just grundvattenytans 

läge har här stor betydelse för vattenhalten i markvattenzonen. Detta under 

förutsättning att grundvattenytan ligger förhållandevis ytnära, vilket ofta är fallet i 

svensk moränterräng. 

Markens effektiva porositet (dvs den del av porsystemet i vilken den huvusakliga 

strömningen sker) är den primära orsaken till hur snabbt vatten transporteras ned till 

grundvattenzonen. Därför fylls porsystemet i en moränjord (liten effektiv porositet) 

upp fortare än grovkornigare jordar såsom sand och grus (stor effektiv porositet) och 

grundvattnet reagerar därför snabbare på vattentransporten igenom den omättade 

zonen i en morän än i en grus. Tjockleken på den omättade zonen är också avgörande 

för hur snabbt vattnet transporteras. Moränjordar är i Sverige vanligen tunna jordlager 

(

Dräneringsjämvikt för tre olika jordarter vid fri dränering 

Morän 

Sand 

Lera 

Vattenhalt 


Markytan 


1m 

1m 

1m 

Djup (m) 

Mättnad 

Mättnad 

Mättnad 

Figur 7. Exempel på dräneringsjämvikt för tre olika jordarter (morän, sand och lera) 

då grundvattenytan ligger på 1 m djup från markytan. Variationen för morän visar 

beroendet av olika halt finjord och därmed olika porstorleksfördelning i svensk 

morän. 

Figure 7. Example of the drainage equilibrium in three different soils (glacial till, 

sand, and clay) when the groundwater table is located at 1 m depth from the ground 

surface. The variation in the glacial till is attributed to the amount of fine soil and 

thereby the pore size distributions that can be found in Swedish tills. 

Strömning igenom den omättade zonen - omättad och mättad 

strömning 

Darcyströmning - Bengt Espeby 

Drivkrafterna bakom vattnets strömning i marken beror av hastigheten på vattnet samt 

på den friktion som utvecklas strömningen i en porös mark. Darcys lag beskriver 

flödet av vatten mellan två punkter i ett poröst medium, ex marken. 

Darcys lag utvecklades ursprungligen för att beskriva strömningen av vatten i porösa 

medier under mättade förhållanden. Den säger att; Vattenflödet (Q) mellan två 

punkter är proportionellt mot den totala potentialskillnaden, (dφ / dz), mellan 

punkterna, multiplicerat med markens genomsläpplighetsförmåga (konduktiviteten), 

K, och tvärsnittsarean, A, över vilket strömningen sker (se formel nedan) här 

beskriven som strömning i en dimension (z-led): 

dφ 

d 

Q = qD 

⋅ A = − ⋅ K ⋅ A = − 

dz 

( ψ ( θ) 

+ z) 

dz 

⋅ K 

( θ ) 

⋅ A 

15

q D kallas Darcyhastigheten (se nedan Ämnestransport) och är ett uttryck för 

vattenföringen i ett tvärsnitt av marken. Det är viktigt att påpeka att denna ‘hastighet’ 

inte uttrycker vattenpartiklarnas hastighet (se nedan Partikelhastighet). Det är 

totalpotentialen, φ,(dvs summan av tryckpotentialen, Ψ(θ) och lägespotentialen, z) 

som avgör i vilken riktning som vattenflödet sker i den omättade zonen. Strömning 

sker från hög till låg potential (se minustecknet i formel ovan), dvs nedåt (lägre 

lägespotential) eller mot torrare områden (lägre tryckpotential (OBS Undertryck)). 

Konduktiviteten beror på porstorleksfördelning, porsystemuppbyggnad samt på 

vattenhalten (θ) i jorden. Genom att konduktiviteten just är en funktion av 

vattenhalten K(θ) kunde Richards (1931) omforma Darcys lag till att gälla även för 

omättad strömning (en mer utförlig beskrivning av de ekvationer som styr strömning 

och transport i den omättade zonen finns beskrivet i Rasmusson, 1989). 

Konduktiviteten är alltid störst under mättade förhållanden, då den ökar med ökande 

porstorlek, medan förhållandet är omvänt i friktionsjordar under omättade 

förhållanden. En förutsättning för att en jord skall leda vatten är just att porerna i 

marken erbjuder vattnet kontinuitet i strömningen. Några karakteristiska värden på 

den hydraulisk konduktiviteten under mättade förhållanden presenteras i Tabell 3. 

Tabell 3. Mättad hydraulisk konduktivitet, porositet och dränerbar porositet för några 

jordmaterial. 

Table 3. Saturated hydraulic conductivity, porosity, and drainable porosity for some 

soils. 

Material K (m/s) Porositet (vol %) Dränerbar porositet (vol %) 

Fingrus 10 -1 -10 -3 30-40 15-25 

Grovsand 10 -2 -10 -4 30-40 15-25 

Mellansand 10 -3 -10 -5 30-40 15-25 

Grovsilt (finmo) 10 -5 -10 -7 30-40 15-25 

Morän (sandig moig) 10 -6 -10 -9 20-30 3-5 

Lerig morän 10 -8 -10 -11 20-30 3-5 

Lera

Tabell 4. Uppmätt hydraulisk konduktivitet (K) och vattenhalt (θ) i två sandjordar 

under mättade och omättade förhållande. Årstiden då detta kan förväntas inträffa är 

angiven. 

Table 4. Measured hydraulic conductivity (K) and water content (θ) in two sandy 

soils under saturated and unsaturated conditions. The time of occurance during the 

year is noted (After Jansson, 1980)(Modified from Grip and Rodhe, 1985). 

Bindningstryck Jord 1 (grov) Jord 2 (fin) 

(m) 

(Mycket välsorterad 

mellansand) 

(Dåligt sorterad sand med inslag 

av finmaterial) 

θ (vol %) K (m/s) θ (vol %) K (m/s) Årstid 

0 39 

-0.25 10 

-0.5 6 

2.4x10 -4 59 0.7x10 

-4 Höst till vår 

3.9x10 -4 36 3.9x10 -4 Senvår, 

försommar 

1.1x10 -4 22 1.7x10 

-4 Högsommar 

Vid mättnad är konduktiviteten störst i den grövre jorden. Den betydligt större totala porvolymen i den 

finare jorden kan inte uppväga bidraget från de grövsta porerna i den grövre jorden. I bägge jordarna avtar 

konduktiviteten mycket snabbt med ökat undertryck, allteftersom de större porerna töms. Vid 0.5 m 

undertryck finns det få vattenfyllda porer i den grövre jorden. Konduktiviteten är nu störst i den fina jorden. 

Observera att det här är fråga om förhållandevis små undertryck. I sandjordar som dessa blir vattnets rörelse 

mycket nedsatt under torrperioder, då undertrycket kan uppgå till flera tiotals meter vattenpelare och 

vattenhalten blir mycket liten. 

Orsaken till den starkt avtagande konduktiviteten kan sammanfattas med att 

(Rasmusson, 1989): 

• den totala tvärsnittsytan över vilken strömningen sker minskar med 

vattenhalten 

• de största porerna töms först när vattenhalten avtar 

• när vattenhalten avtar så ökar sannolikheten för att vatten isoleras i porer som 

är skilda från det övriga tre-dimensionella vattenledande nätverket av 

vattenfilm och kanaler. Då hindras vattnets passagemöjligheter. 

Skillnaderna för grova resp finkorniga jordar kan sammanfattas i jordarnas 

vattenbindningskarakteristika, se Figur 8 (jämför högra figuren med Figur 7, 

Dräneringsjämvikt...). En jords vattenbindningskarakteristika är inte ett helt statiskt 

förhållande. Den påverkas av jordens tidigare historia av uttorkning och uppvätning. 

Detta ickestatiska förhållande brukar betecknas hysteresis och finns beskrivet i Figur 

8 som en kurva som succesivt utsätts för vätning och uttorkning. Denna kurva 

repressenterar ytterligheter vid fältmättade och -torra förhållanden. 

17

Omättad konduktivitet, K(θ) 

Ks1 

Grovkornig jord 

Bindningstryck, Ψ (θ) 

Ks2 

uttorkning 

Finkornig 

jord 

Ks1>> Ks2 

p1< p2 

Grovkornig 

jord 

uttorkning 

Finkornig 

jord 

p1 

p2 

Vattenhalt, θ 

uppvätning 

p1 

p2 

Vattenhalt, θ 

Figur 8. Vattenbindningskarakteristika för en grovkornig resp finkornig jord. Den 

hydrauliska konduktivitetens beroende av vattenhalten beskrivs i den vänstra figuren 

och vattenbindningens beroende av vattenhalten i den högra figuren. 

Hysteresiseffekten finns också beskrivet i den högra figuren. p och Ks anger porositet 

resp mättad hydraulisk konduktivitet för resp jord. Grova pilar anger effekten av en 

dränering. 

Figure 8. Water retention charactersitics for a coarse and a fine soil respectively. The 

hydraulic conductivity dependance of the water content is illustrated in the left figure 

and the water retention dependance of the water content is illustrated in the right 

figure. Hysteresis is also illustrated in the right figure. p and Ks is porosity and 

saturated hydraulic conductivity respectively for each soil. Thick arrows illustrates 

the drainage effect (modified from Rasmusson, 1989). 

I den omättade zonen är tryckpotentialen negativ. I den mättade zonen 

(grundvattenzonen) är trycket positivt. När totalpotentialen i två punkter är lika sker 

inget flöde mellan punkterna. Strömningen mot lägre lägespotential, dvs nedåt igenom 

den omättade zonen, sker då överskott av vatten finns tillgängligt och porerna är 

fyllda och avdunstningen är negligerbar, från höst till vår. Strömningen mot lägre 

tryckpotential sker då det är underskott av vatten, dvs då vattenhalten är låg och 

avdunstningen är stor, vanligen under sommarhalvåret. 

Partikelhastighet - Bengt Espeby 

Vattenpartiklarnas hastighet i marken är högre än den hastighet som motsvaras av den 

sk Darcyhastigheten. Detta beror på att endast en del av markens tvärsnittsarea bidrar 

till flödet. Det som avgör partikelhastigheten i den omättade zonen är graden av 

vattenmättnad. I den mättade zonen avgörs partikelhastigheten av porositeten. 

Följande formel beskriver partikelhastigheten, v p : 

v 

v 

p 

p 

v q 

= 

d 

= 

d 

⇒ omättad strömning θ = vattenhalt i vol% 

θ θ 

q 

= 

d 

⇒ mättad strömning p = total porositet i vol% 

p 

18

Här motsvaras p av den totala porositeten, inte den effektiva porositeten som ibland 

anges. Den effektiva porositeten är den volymandel av jorden som dräneras när 

grundvattenytan sjunker (Grip och Rodhe, 1985). Vattenhalten, θ, anges i vol % 

angivet som decimalfraktion, ex 0.30 för 30 vol %. Formeln för omättad strömning 

gäller under förutsättning att vattenföringen över ett tvärsnitt är lika hela tiden. Under 

naturliga omständigheter gäller inte detta eftersom Darcyhastigheten är beroende av 

vattenhalten. Förändras vattenhalten, så förändras konduktiviteten och därmed 

Darcyhastigheten. I praktiska sammanhang finns det olika sätt att beräkna den 

omättade partikelhastigheten. Genom att beräkna den potentiella 

grundvattenbildningen, dvs den vattenmängd som passerar den omättade zonen och 

fyller på grundvattenzonen kan man få ett begrepp om transporthastigheter. 

Exempel på beräkning av partikelhastigheten i fält 

Med hjälp av naturliga och tillsatta spårämnen i vattnet har man i flera 

undersökningar beräknat partikelhastigheten hos det perkolerande vattnet. I 

undersökningar på sandjord med en djupt liggande grundvattenyta (dvs med en stor 

markvattenzon med liten vattenhållande förmåga) har man observationer av 

partikelmedelhastigheter på 0.1-0.2 m/mån (Grip och Rodhe, 1985). Detta är då 

medelhastigheter ur vilka spridningen av en förorening som är konservativ (dvs följer 

vattnets rörelse) kan uppskattas i markvattenzonen. Vid enskilda perkolationstillfällen 

(ex vid mycket häftiga regn, eller vid snösmältning, jmfr Espeby, 1990) kan dessa 

hastigheter vara betydligt större. I morän är den vattenhållande förmågan större och 

partikelhastigheten vid ett visst flöde blir då lägre pga den mindre porstorleken som 

förekommer i moränen och som då bromsar rörelser. 

Genom att studera vattnets rörelse mha naturliga spårämnen, ex stabila isotoper av 

syre (genom att se på förändringen i sk 18 O-halt i en markprofil, se Rodhe, 1987) i 

sandjordar med företrädesvis djupt liggande grundvattenyta så har man visat att sk 

kolvflöde (se avsnitt Bredfrontsperkolation...) förekommer under rotzonen. Genom att 

använda denna metod kunde smältvatten från två års vinternederbörd återfinnas på 0.7 

resp 2.3 m djup i en sandprofil (Saxena, 1984 i Grip och Rodhe, 1985). Detta 

motsvarar en grundvattenbildning på 280 mm/år, dvs 1.6 m/år (0.13 m/mån). En 

liknande regelbunden variation i markvattnets 18 O-halt fann man i morän i 

Västmanland. 

Andra studier mha konservativa spårämnen (Starr et al, 1978 i Jury och Flühler, 

1992) i lagrade sk sandiga loam jordar (vilka har en kornfördelning som liknar morän 

om man endast ser på partiklar som är mindre än 2 mm) har påvisat att 

partikelmedelhastigheten var två gånger så snabb jämfört med normalt sk kolvflöde, 

då bevattningen motsvarade ca 20 mm/dag. Förklaringen ansågs här vara att ämnet 

transporterats via sk makroporflöde ned till djupare nivåer. 

Bredfrontsperkolation, makroporflöde och kortslutningseffekter- Bengt 

Espeby 

I ett homogent och isotropt medium (dvs där markens hydrauliska ledningsförmågan 

är oberoende av läge i terrängen och lika i alla riktningar) kan man säga att 

infiltrationen och perkolationen ned igenom den omättade zonen sker som en 

19

strömning på bred front (matrixflöde). Förutsättningar är att vattenhalten i marken är 

mellan markens fältkapacitet och nära mättnad, dvs då alla hålrum i marken är fyllda 

och en fri dränering medges. I detta sammanhang brukar det ofta talas om att man har 

ett sk kolvflöde (piston flow), hela vattenvolymen förflyttas genom marken utan att 

den inbördes ordningen mellan vattenpartiklarna ändras. 

I svensk terräng och då speciellt i moränterräng, där förhållandena är mycket 

heterogena och anisotropa, (där den hydrauliska ledningsförmågan är starkt beroende 

av läge i terrängen och är olika i alla riktningar), gäller att den mättade 

ledningsförmågan är beroende av porositetsförhållandena i marken och är vanligen 

starkt avtagande med djupet från markytan (ex Lundin, 1982; Espeby, 1989, 1990 

mfl). Detta är speciellt tydligt i de jordprofiler som omlagrats sedan landets höjning ur 

havet efter den senaste istiden. 

Matrixflöde är den huvudsakliga flödesprocessen varmed vatten transporteras igenom 

den omättade zonen under den varmaste delen av året då markens vattenhalt är låg 

och flödena är begränsade till de finaste porsystemet som styrs av kapillära krafter. 

Eftersom nederbördsfördelningen i Skandinavien i huvudsak är koncentrerad till två 

perioder, snösmältningen på våren och regn på hösten, då evapotranspirationen är 

låg, kan större porer sk makroporer vara av stor betydelse för transporten av vatten 

igenom den omättade zonen. Det finns ingen generell standard för vilken storlek på 

por som kan anses vara en makropor (Espeby, 1989). I facklitteraturen anges porer 

med större diameter än 30 - 10 000 µm som makroporer. Dessa porer har sin största 

koncentration i den del av markprofilen som varit utsatt för strukturomvandlande 

processer till följd av svallning under och efter istiden pga landhöjningen, 

tjälbildning, vid kantzoner till större stenar som lyfts pga tjälverkan, torksprickor i 

leror, avdöda rotkanaler eller av marklevande djur som exempelvis maskar. 

Med makroporflöde menas mättat eller omättat flöde av vatten i kontinuerliga 

(vertikala och/eller horisontella) porer som löper igenom den annars omättade 

markmatrixen (markprofilen). Detta flöde uppkommer vid tillfällen då 

nederbördsintensiteten överstiger markens infiltrationskapacitet, ex vid häftiga regn 

eller vid snösmältning (Espeby, 1990). En annan viktig förutsättning för att detta 

flöde skall ske igenom den omättade zonen är att porerna står i kontakt med 

atmosfären för att ett inflöde skall kunna ske i den. Dessa porer kan på så sätt, genom 

sin kontinuitet, leda ämnen snabbt igenom den omättade zonen ned till den mättade 

zonen och där förorena grundvattnet. 

Makroporflöde kan även uppstå genom sk kortslutningseffekter då innestängd luft 

kanaliserar flödet till mera genomsläppliga zoner av den omättade zonen och kan på 

så sätt leda till att vatten preferentiellt och snabbt rör sig till djupare delar av den 

omättade zonen, eller vid höga intensiteter ända ned till den mättade zonen, dvs 

grundvattenzonen. I annars homogen terräng och jordförhållanden kan detta ske då 

vatten koncentreras till lokala lågpunkter som på så sätt blir övermättade och därmed 

kan en kanalisation och en snabbare transport ske igenom en annars omättade 

markprofil. Speciellt tydligt är detta i en markprofil med väl utvecklat 

podsolprofilering (se Låg, 1951) där blekjordsskiktet (A2) i dessa punkter i terrängen 

uppvisar en större tjocklek och kilformering pga en större utlakning än 

omkringliggande jord vilket beror på avvikelser i vattentillförseln(se Figur 9). I lokala 

lågpunkter kan mer vatten koncentreras och utlakningen därmed öka. Det bör nämnas 

20

att detta exempel kommer från Norge där nederbörden är mycket stor (upp till 4000 

mm/år på Vestlandet). Tjockleken på blekjordsskiktet (här benämt A2) är här därför 

mycket stort. Normalt varierar tjockleken på blekjordsskiktet mellan 5-10 cm om det 

är väl utvecklat (jmfr med avsnitt Sveriges Jordmåner, Podsoler). 

m 

6 

4 

2 

0 

0 

10 20 30 40 50 

60 

70 80 90 100 m 

A1 

A1 

A2 

A2 

Figur 9. Sambandet mellan topografi och blekjordsmäktighet. Den övre delen av 

figuren visar topografin för sluttningen och den undre visar podsolen (avser lokal i 

Norge med upp till 2000-4000 mm nederbörd). 

Figure 9. The relationship between topography and the thickness of the illuviation 

horizon. The upper part of the figure illustrates the topography of the slope and the 

lower one illustrates the thickness of the different horizons of the podzol. From a site 

in Norway with up to 2000-4000 mm of precipitation (modified from Låg, 1951 in 

Troedsson and Nykvist, 1973). 

Lateralt omättat och mättat flöde - Bengt Espeby 

All vattentransport i ett poröst system kan ske i rummets alla tre dimensioner. I den 

omättade zonen kan den huvudsakliga vattentransporten dock reduceras till en 

dimension, dvs uppåt eller nedåt. Detta kan antagas under förusättning att marken är 

plan och inte utsätts för någon dränering i sidled, exempelvis från dräneringsledningar 

eller genom att marken lutar, ex i en sluttning. 

I en sluttning (sedd i profil) verkar den dränerande kraften även på det omättade 

flödet genom att flödet även kan delas upp med komponenter i lateral led (x-led). 

Studier i Schweiz i kraftigt sluttande mark (40 %) har visat att omedelbart efter regn 

under den initiala infiltrationsfasen kan den laterala komponenten vara betydande 

(Greminger, 1984). Detta påvisades även då marken var ofullständigt mättad. Olika 

faktorer bestämmer den laterala komponenten vid infiltrationen, såsom varaktighet i 

tid och intensitet av nederbörden, sluttningens lutning, infiltrationskapacitet och 

vertikala diskontinuiteter i mättnad och genomsläpplighetsförmåga (hydraulisk 

konduktivitet). 

21

Det lateralt omättade flödet uppkommer annars vanligen i zoner av sluttningar då 

grundvattenytan ligger nära markytan men där den hydrauliska konduktiviteten är så 

pass stor att borttransporten av vatten är större än tillförseln av vatten. Följden blir att 

grundvattenytan aldrig når upp i markytan. Denna höga konduktivitet finner man 

vanligen i den jordmånspåverkade delen av marken, dvs rotzonen (se Figur 10). 

Under torra delar av året sker här ett omättat flöde av vatten uppåt i rotzonen och 

under våta delar av året kan flödet vara nedåtriktat i rotzonen och uppåtriktat i 

grundvattenzonen. Man pratar här om omättade utströmningsområden, se nedan. 

Figur 10. Mättad hydraulisk konduktivitet (m/dygn) på olika djup i marken i tre 

marktyper: frisk mark i en sluttnings övre del, fuktig mark längre ned i sluttningen 

och blöt mark längst ned. 

Figure 10. Saturated hydraulic conductivity (m/day) at different depths in the ground 

at three different sites in the slope: mesic soil type in the upper part, moist soil type in 

the middle, and wet soil type in the lower part of the slope (from Lundin, 1995). 

Terrängläge-Dräneringsläge. In- och utströmningsområden - Bengt 

Espeby 

Tjockleken på den omättade zonen avgörs till största delen av platsens läge i 

terrängen, dvs vilket dräneringsläge som platsen har. Avståndet till tätt underlag, ex 

tjockleken av den geologiska lagret på berg är en annan faktor som inverkar. 

“Svackor fuktigast-svarar snabbast på nederbörd.”(Grip och Rodhe, 1985) beskriver i 

stort hur det svensk moränterrängen fungerar hydrologiskt. Hydrologiskt indelas 

topografin i in- och utströmningsområden (se Figur 3). 

22

Med inströmningsområde menas att vatten strömmar från markvattenzonen till 

grundvattenzonen, med en övervägande nedåtriktad flödeskomponent. En avtagande 

totalpotential med djupet kännetecknar inströmning. Dessa områden kännetecknas 

som högpunkter i terrängen. 

“I utströmningsområdet sker en avtappning av grundvatten” (Grip och Rodhe, 1985). 

Det sker både genom ett mättat flöde till markytan eller direkt till något ytvattendrag, 

men även som ett omättat flöde till rotzonen, ifrån vilket vattnet avgår genom 

avdunstning eller genom växternas transpiration. 

Konvex 

Plan 

Konkav 

Utströmningsområde 

Figur 11. Sluttningar med samma lutning men olika form utvecklar olika storlek på 

utströmningsområdets storlek. Ju längre pilar desto större flödeshastighet. 

Figure 11. Slopes with the same slope angle but with different form develop a 

different size of the discharging area. Longer arrows indicate larger velocity of the 

groundwater component (modified from Grip and Rodhe, 1985). 

Utströmningsområdets storlek varierar. Med detta påstående följer även att den 

omättade zonens utbredning varierar. I svensk moränterräng följer dock 

grundvattenytan, i stort sett markytans lutning. En jämförelse mellan några 

hypotetiska sluttningstyper som är i dräneringsjämvikt ger dock vid handen att det 

finns skillnader. I en plan sluttning med en bestämd lutning bestäms 

utströmningsområdets gräns av vattentillförseln och markens 

genomsläpplighetsförmåga och på tjockleken av den lösa avlagringen. I konvexa 

sluttningar med annars samma förutsättningar ökar lutningen succesivt (gradienten i 

Darcy’s lag ökar) och borttransporten av det dränerande vattnet sker fortare varvid 

grundvattenytan inte pressas upp i markytan. I konkava sluttningar där lutningen 

gradvis minskar (gradienten i Darcy’s lag minskar) minskar den dränerande verkan 

och borttransporten av vatten avtar, grundvattenytan stiger (se Figur 11). 

23

När grundvattenytan stiger upp i marken ökar utströmningsområdet i utbredning. I 

moränterräng kan utströmningsområdet variera kraftigt i storlek eftersom den 

effektiva porositeten är liten (jmfr avsnittet Dräneringsjämnvikt ovan). Under torra 

perioder är endast lågpunkter, där bäckar eller kärr förekommer, mättade. Under 

perioder med kraftigt inflöde av nederbörd, under vår- och höstregn, stiger 

grundvattenytan och det mättade partierna expanderar i storlek. 

En sammanfattande figur som förklarar markens olika indelning i zoner är här på sin 

plats. 

sjunkvattenzon 

markvattenzon 

den 

omättade 

zonen 

kapillärvattenzon 

grundvattenyta 

grundvattenzonen = den mättade zonen 

Figur 12. Vattnets uppträdande i marken. 

Figure 12. The water in the ground (after SNV, 1990). 

Ämnestransport - Bengt Espeby 

Problematiken med föroreningstransport inbegriper idag allt ifrån areell 

föroreningstransport orsakad av senare tiders försurning av våra jordar, grund- och 

ytvatten eller den intensiva gödsling och besprutning av våra jordbruksjordar (och 

tidigare våra skogsjordar), till lokala utsläpp orsakade av olyckor med olje- och 

bensintransporter eller läckande förvaringstankar. 

Det är i detta sammanhang av största vikt att definiera i vilken skala som 

ämnestransporten i marken förkommer, både i tid och rum. Många typer av 

ämnestransport kan vara tillfälliga i både tid och rum och kan därmed vara lätta att 

åtgärda med små medel (mindre oljeutsläpp) medan andra kan vara spridda över 

större ytor och svårare att åtgärda på kort sikt eller är helt enkelt irreversibla (ex. 

försurningen). 

Mycket forskning har på senare år lagts ned på att öka förståelsen av transporten av 

ämnen och transformationen av ämnen i marken. Huvuddelen av studierna har dock 

gjorts i laboratoriemiljö, vanligen i laboratoriepackade kolonner med jord. Vanligen 

är också studierna baserade på homogent material, dvs sand, grus eller blandningar av 

sorterat material med en mindre del finmaterial. Den information som framtagits har 

24

på så sätt kunnat klarlägga och öka förståelsen för just transporten av ämnen i 

homogena material under homogena omständigheter. Få studier har gjorts på i fält 

tagna kolonner och studier på heterogena material som exempelvis morän finns inte 

rapporterade. I kontrast till den stora förekomsten av laboratoriematerial finns det 

därför lite kvantitativ information från studier av transportmekanismmer gjorda i fält. 

Baserat på de studier som ändå är gjorda kan man säga att det finns fundamentala 

skillnader mellan tranportmekanismerna i laboratorimiljö och i fält. I fält varierar 

jordstruktur, textur, vatten- och ämnesretentionsförmågan signifikant i både 

horisontell som lateral riktning, vilket gör transportbedömningar svåra. Strukturella 

porer, spricksystem i leror eller i finkorniga moräner, kan leda till att flödet av vatten 

och föroreningar kanaliseras snabbt igenom en liten volym av den annars så stora 

markvolymen. 

Att transformera laboratoriedata upp till fältskala kan inte göras utan att ta hänsyn till 

de heterogeniteter som finns. Många av de transportmodeller som tillämpats har 

anpassats för kolonnskalan i laboratoriet (Brusseau och Rao, 1990) och sedan 

transformerats upp till fältskala, har inte lyckats återspegla de förhållanden som råder. 

Här har den traditionella advektion-dispersions modellen (se förklaring nedan) 

använts med varierande (vanligen dålig) framgång. 

Nedan beskrivs tre begreppsmässiga (konceptuella) synsätt över hur transporten av 

icke-reaktiva ämnen igenom den omättade zonen går till. Transporten av ett ämne kan 

beskrivas genom ett traditionellt advektivt-dispersivt synsätt, på ett stokastisktadvektivt 

synsätt eller genom ett preferentiellt synsätt beroende på de markfysikaliska 

förhållande som råder (se Figur 13). Partiklarna är illustrerade som prickar. Det 

advektiva-dispersiva synsättet visar på ett sammansatt flöde av partiklar som rör sig 

på bred front med samma hastighet. Det stokastiskt-advektiva synsättet visar på att 

flödet av massan av partiklar är oregelbundet, dvs flödeshastigheten har stor variation 

i rummet. Det tredje synsättet illustrerar att massan av partiklar kan ha två olika 

flödeshastigheter. En flödeshastighet som beskriver större delen av massans transport 

via ett advektivt-dispersivt synsätt och en annan mycket större flödeshastighet som 

beskriver en del av massans transport i en begränsad punkt. 

25

Inflödesyta 

v 

Advektivt-dispersivt flöde 

Inflödesyta 

Stokastiskt-advektivt flöde 

Inflödesyta 

v 

1 

Preferentiellt flöde 

v 

2 

Figur 13. Tre begreppsmässiga typer av ämnestransport (v, v1 och v2 anger olika 

porvattenhastigheter). Prickarna illustrerar partiklar. 

Figure 13. Tre conceptual types of solute transport (v, v1 and v2 illustrates different 

pore water velocities (after Jury and Flühler, 1992). The dots illustrates particles. 

Transport med strömmande vatten - Advektion, dispersion och diffusion 

- Bengt Espeby 

Ämnen som är lösta i vattenfasen följer med när vattnet strömmar. Denna process är 

att betrakta som advektion och är i de flesta fall den mest betydelsefulla för 

transporten i mark förutom diffusionen (se nedan) (Tvåfasströmning beskrivs under 

delen Transport och upplösning av icke vattenlösliga lösningar, sk NAPL). Mängden 

som transporteras bestäms dels av koncentrationen av det lösta ämnet och hur stort 

vattenflödet är. 

Det advektiva flödet kan enkelt beskrivas med följande formel; 

vsc = qD ⋅ Cl 

där v sc är hastigheten med vilket ämnet med koncentrationen C l transporteras, och q D 

är Darcyhastigheten. Denna form kan användas för att översiktligt beräkna 

ämnestransporten vid mättad strömning. 

Dispersion är ett samlingsbegrepp för olika processer som orsakar en omblandning av 

lösta ämnen i det strömmande vattnet. Den kan uppkomma antingen genom att 

förorenat vatten finner olika vägar genom ett material där de olika vägarna har olika 

transporttid, eller genom hastighetsskillnader inom de enskilda transportvägarna. De 

lösta ämnenas koncentration minskar med flödesvägen. Detta betecknas som 

hydrodynamisk dispersion. Vid låga vattenflöden ger diffusion (se Figur 14 nedan) ett 

märkbart tillskott till dispersionen. 

26

genomsnittlig 

flödesriktning 

vattenmolekylerna, ämnet 

vid tiden t = 0 

vid tiden t = t 

Figur 14. Illustration av dispersion. En ursprungligen väl samlad föroreningsmängd 

sprids ut pga vattenpartiklarnas varierande mängd 

Figure 14. Illustration of dispersion. An concentrated solute is spread because of 

different amount of water particles (modified from Carlsson and Carlstedt, 1979 in 

SNV, 1990). 

Diffusion är en process som kan förekomma i fast, vattenlöst och gasfas som ett 

resultat av slumpmässiga värmerörelser (sk Brownsk rörelse) hos molekylerna vilka 

ger en spridande effekt. Om det förekommer en koncentrationsgradient i lösningen 

kommer ämnen att röra sig från regioner av hög koncentration till regioner av lägre 

koncentration. Storleken på diffussionen av det lösta ämnet i ett poröst material beror 

på skillnaden i koncentration mellan två punkter (dvs koncentrationsgradienten, jmfr 

Darcys lag) och det porösa materialets struktur (som beskrivs av den sk diffusiviteten). 

Diffusionen kan vara betydelsefull om vattnets strömningshastighet är låg. Speciellt i 

täta lerlager är betydelsen av diffusionens bidrag till den totala transporten stor. 

Den sk advektions-dispersions ekvationen (ofta även kallad ”konvektionsdispersionsekvationen”, 

här nedan beskriven i en dimension för den omättade zonen) 

beskriver förändringen i koncentration över tiden av ett ämne under kontstant 

vattenflöde. Formeln nedan beskriver koncentrationsförändringen genom 

masstransport (advektion), utspridning (dispersion), där även fasthållningen (sorption) 

och nedbrytning (reaktion) är medtagen i transportekvationen (Fetter, 1992) (partiella 

differentialer): 

27

∂ C 

∂ t 

∂ 

2 

C 

∂ C 

ρ ∂ S ∂ C 

= D z − v z + + ⎛ 

∂ z 

∂ z θ ∂ t ⎝ ⎜ ⎞ 

2 

⎟ 

∂ t ⎠ 

rxn 

(dispersion) (advektion) (sorption) (reaktion) 

där 

C = beskriver förändringen i ämneskoncentration för lösningen över tiden 

(kg/m 3 ) 

t = tid (s eller år) 

z= djupet (m) 

D z = dispersionskoefficienten i längsled = α • v z (m 2 /s eller m 2 /år) 

α = dispersiviteten (m) 

v z = medelvattenhastigheten (m/s eller m/år) 

ρ = skrymdensitet i jorden (kg/m 3 ) 

θ = vattenhalt eller porositet i mättade situationer (vol %/100) 

S = mängd fasthållet (adsorberat) ämne per vikt fast material (kg/kg) 

rxn = index indikerar biologiska eller kemiska reaktioner (förutom de 

beskrivna genom sorption) 

I ekvationen återfinner vi porhastigheten, v z , som motvaras av q D /θ. 

För att beskriva effekten av dispersionen och transporthastighet följer nedan ett antal 

kurvor som är baserade på en analytisk lösning med avseende endast på de advektiva 

och dispersiva flödets effekt på transporten i ovanstående ekvation. Den analytiska 

lösningen som beskriver flödet av ett icke-reaktivt spårämnes (sk konservativt 

spårämne) transport som plötsligt tillförts till en markprofil beskrivs med följande 

ekvation (modifierad från Kreft och Zuber, 1978 i Destouni och Cvetkovic, 1989): 

m⋅ 

z 

C = 

Q⋅ ⋅ ⋅ ⋅ 

[ 4 π D z t 

3] 

⎡ 

⋅exp⎢− 

⎢ 

⎣ 

( z−v z ⋅t) 

2 ⎤ 

⎥ 

4 ⋅D z ⋅t 

⎥ 

⎦ 

där m är mängden av det tillförda ämnet (kg) och Q är det volymetriska flödet igenom 

markprofilen (m 3 /år)och z är djupet (m). Om man reducerar ekvationen så att 

koncentrationen av ämnet i en bestämd punkt i profilen bara hänförs till förändringar i 

flödesintesiteten (den infiltrerande delen av nederbörden motsvarande 

grundvattenbildningen på platsen, jmfr Figur 1), q D (m/år) och dispersiviteten, α (m) 

blir ekvationen: 

⎡ kg 

⋅ 

C⋅ 

A⎢ 

3 

m 

m 

⎢ 

m ⎢ kg 

⎣ 

2 

= 

⎤ 

1 ⎥ z 

⎡ 

z 

⎥ = 

⋅exp⎢− 

m 

3 

⎥ q [ D t 

D 

D ⋅ 4 ⋅π 

⋅ z ⋅ 

⋅ 

] ⎣⎢ 

4 

⎦ 

( z−v ⋅t) 

z 

⋅t 

2 

⎤ 

⎥ 

⎦⎥ 

28

Koncentrationen beskrivs här som ett längdmått (1/m). 

Grundvattenbildningen, q D, varierar avsevärt från plats till plats i Sverige (se Figur 1). 

I Stockholmstrakten brukar man säga generellt att ca 200 mm/år infiltrerar och bildar 

grundvatten. På västkusten av Sverige kan den vara så hög som 600 mm/år är. 

Dispersiviteten, α, kan väljas till ett stort värde för att beskriva heterogeniteten av en 

markprofil när markprofilen annars anses homogen i vertikal led (vilket är ett 

antagande som stämmer överens endast för löst sorterade jordar utan packning). α kan 

variera från 0.005 m i labratorieskalan till 0.1 m eller mera i fältskalan (Destouni och 

Cvetkovic, 1989). 

Figur 15 visar effekten av skillnader i skala. Laboratorieskalan beskrivs av exempel 1) 

och fältskalan av exempel 2). En grundvattenbildning som motsvaras av ett 

medelvärde för södra Sverige har använts (400 mm/år) och ett medelvärde av 

dräneringssituationen under året (motsvarande en vattenhalt på ca 10 vol %) för de två 

exemplen. 

1: q= 0.4 m/år, θ=10 vol%, vz= 4 m/år, α=0.005 Dz=0.02 m²/år 

100 

2: q= 0.4 m/år, θ=10 vol%, vz= 4 m/år, α=0.1 Dz=0.4 m²/år 

Koncentration (1/m) 

80 

60 

40 

20 

1:Dag 20 

1:Dag 40 

2:Dag 20 

2:Dag 40 

2:Dag 60 

1:Dag 60 

1.Labskala 

2.Fältskala 

0 

0 0.5 1 1.5 2 2.5 

Djup (m) 

Figur 15. Grafen visar på effekten av olika dispersivitet (Dz=0.02 reps 0.4 m2/år) och 

samma grundvattenbildning (q=400 mm/år) samt vattenhalt (θ =10 vol%). Baserad 

på beräkning mha analytisk lösning. 

Figure 15. The graph is showing the effect of different dispersivity (Dz=0.02 reps 0.4 

m2/year) and the same groundwater recharge (q=400 mm/year) and water content (θ 

=10 vol%). Based on a calculation with an analytical solution. 

Ju större dispersivitet (dvs dispersion) desto snabbare transporteras ett ämne igenom 

den omättade zonen och kan därmed uppträda i grundvattenzonen (se Figur 15 ovan). 

På samma sätt så är grundvattenbildningens storlek av avgörande betydelse för att 

29

edöma ett ämnes transport igenom den omättade zonen. Ju större 

grundvattenbildning desto snabbare transport. 

Stokastisk - advektiv transport - Bengt Espeby 

Utvecklingen av datormodeller som beskriver det hydrodynamiska dispersionsflödet 

är det mest aktiva forskningsfältet inom markfysik och hydrologi idag. Inom den 

teoretiska forskningssfären vad gäller hydrologi så har de stokastiska betraktelsesättet 

av ämnestransporten funnit allt större gehör den senaste tioårsperioden. Detta innebär 

att man kvantifierar slumpen med hjälp av sannolikhetsfunktioner. Detta 

betraktelsesätt bygger på en sannolikhetsteori att alla variabler som styr 

ämnestransporten igenom marken, ex markens mättade hydrauliska konduktivitet, har 

en variationsbredd i rummet men också i tiden. Denna variation kan ligga till grund 

för framtida förutsägelser om transporten. 

De flesta hydrologiska undersökningar och miljöfrågor handlar om företeelser som 

kräver långsiktiga förutsägelser om vattnets kvantitet och kvalitet. Problematiken med 

de olika företeelsernas skalvidd är här viktig att belysa. Medans vattenkvaliteten i en 

enskild brunn är beroende av effekter inom en radie av några tiotal meter så kan 

effekten av jorbrukskemikalier vara verksam i flera kilometer, försurningens effekter 

kan behöva förutsägas i hundratals år framåt i tiden etc. 

Stokastisk-advektionsmodeller (Zero-time model of Solute dispersion) 

De stokastiska beräkningsmodellerna baseras på sannolikhetsteori för att rationellt 

kunna hantera osäkerheten i framtida förutsägelser. Grunden för dessa modeller säger 

att man inte kan ge säkra svar när indata till modellen är osäkra. Förutsägelserna 

(utdata) beskrivs här med statistiska termer i form av förväntat resultat och troliga 

fluktuationer kring ett visst väntevärde (Destouni, 1995). Standardavvikelsen är ett 

mått på troliga avvikelser från det förväntade resultatet. I ämnestransportsammanhang 

kan detta beskrivas med hur koncentrationen av ex ett växtnäringsämne flukturerar 

kring ett visst beräknat medelvärde. 

Modeller som beskriver ämnestransport genom att paket av ämnen flödar parallellt i 

skilda strömningsporer i medelriktningen kallas stokastiska-konvektionsmodeller. Den 

huvudsakliga strömningen sker genom advektion men inbegriper ett spektrum av 

olika porhastigheter längs rörelseriktningen för strömningen. Inflödet av ämnet har 

här skett utan diffusion och har därför fastnat i isolerade strömningstuber vilka har 

olika porhastigheter. Advektionen i sidled är i detta fall mycket liten. 

Figur 16 nedan beskriver ett icke-reaktivt spårämnes utbredning ner i markprofilen 

vid tre tidpunkter baserad på beräkningar med en stokastisk-advektiv 

strömningsmodell (jmfr figurerna från traditionell advektiv-dispersiv transport ovan). 

Effekten av markens heterogenitet beskrivs med standardavvikelsen i den beräknade 

koncentrationen. Figuren visar att man kan förvänta sig att koncentrationen varierar 

vid alla djup i markprofilen med minst dubbla standardavvikelsen (variansen), dvs 

2*100 % från medelvärdet av koncentrationen. 

30

Medelkoncentration i markvattnet 

0.00 0.10 0.20 gram/liter 

Standardavvikelse 

i markvattenkoncentration 

0.00 0.10 0.20 gram/liter 

0.5 

Dag 14 

efter att spårämnet 

tillförts vid markytan 

0.5 

Dag 14 

1,0 

Dag 38 

1,0 

Dag 38 

1.5 

Dag 57 

1.5 

Dag 57 

2,0 

2,0 

2.5 

2.5 

(meter) 

Djup från markytan 

(meter) 

Djup från markytan 

Figur 16. Beräknade koncentrationer av ett spårämne i markvattnet vid olika 

tidpunkter efter att ett spårämne tillsatts vid markytan (jmfr Figur 13 ovan). 

Koncentrationerna skiftar beroende på djupet från markytan. Kurvan motsvarar en 

relativt genomsläpplig jordart. Till vänster ser vi den beräknade 

medelkoncentrationen vid det aktuella djupet, och till höger syns standardavvikelsen 

från denna medelkoncentration. En jämförelse mellan motsvarande 

medelkoncentration och standardavvikelse visar att man kan förvänta sig att 

koncentrationerna varierar vid alla djup med minst plus-minus 100 % från 

medelvärdet. 

Figure 16. Calculated concentrations of a tracer in the soil water at different days 

after application of the tracer at the soil surface (jmfr Figur 13 above. The 

concentrations is shifting depending on depth from the soil surface. The curve 

represent a relatively conductive soil. To the left is the calculated average 

concentration at the actual depth, and to the right the standard deviation of this 

average concentration. A comparison of the average concentration and the standard 

deviation shows that it is possible to expect the concentration to fluctuate at all depths 

with at least plus-minus 100 % from the average (from Destouni, 1995). 

Preferentiell strömning och transport - Bengt Espeby 

Preferentiell strömning 

Det naturliga fältet innehåller som tidigare nämnts fullt av lokala strömningsvägar i 

form av strukturporer i leror eller håligheter orsakade av biologiskt liv i form av 

maskhål eller mushål. Dessa kanaler kan leda vatten och ämnen med porhastigheter 

som är mycket större än vad som kan ske i den omkringliggande jordmatrixen, även 

då fältet vattnas enhetligt. Även lokala heterogeniteter inom en annars mycket 

homogen jord kan leda till att smala plymer av ämnen kanaliseras inom matrixen. 

Även lokal variation i spridningen av ämnet eller vattnet vid markytan kan generera 

'våta flödesbanor' inom en annars mycket homogen jord. 

31

Trots att vetenskapsvärlden i mer än 100 år känt till (Schumacher, 1864; Lawes et al, 

1882) att preferentiell strömning bidragit till transporten av vatten och ämnen under 

fältförhållanden har man översett med betydelsen under de år som kännetecknas av 

experiment och modellering under laboratorieförhållanden. De fenomen som 

karakteriserar den prefentiella strömningen har tidigare inte tagits hänsyn till vid 

beskrivningen av vattenflödet igenom den omättade zonen utan datormodeller som 

beskriver det traditionella vattenflödet igenom den omättade zonen har använts och 

parametriserats (ställts in) därefter. Under de senste tio-femton åren har dock 

utvecklingen lett till en annan syn och försök till att beskriva detta flöde både 

fysikaliskt och kvasifysikaliskt har gjorts. Enkla förbiledningsmekansimer där vatten 

och ämnen tillåts strömma förbi datormodellens boxar utan att beskrivas med 

fysikaliska termer (Darcyflöde) är ett sätt. Ett två-domänskoncept är ett annat sätt. 

Transporten beskrivs genom att marken som system indelas i två enheter, i vilka 

transporten separat beräknas. Mellan de två systemen sker ett utbyte av ämnen via 

diffusionsprocesser (se ovan). 

Preferentiell vattentransport - Exempel från datorsimuleringar från en 

moränsluttning. 

Vid studier av vattentransporten i en moränsluttning användes SOIL (en 

endimensionell fysikalisk markvatten- och värmetransportmodell) efter Jansson och 

Halldin (1980), för att beskriva det mättade utfödet från sluttningen (Espeby, 1992). 

För att kunna beskriva det preferentiella vattenflödet som uppvisats via 

spårämnesstudier i sluttningen under vårsmältning och höstregn, ansattes en 

förbiflödesmekanism i modellen som på detta sätt skulle beskriva preferentiell 

vattentransport. Förbiflödesmekanismen bygger på att överskottsvatten (i förhållande 

till porvolymen) i någon del av modellen förflyttas ned i modellen eller i sidled som 

ett mättat utflöde från modellen om underliggande modellsegment redan är fyllda med 

vatten. Detta modelleringssätt gav en bättre överensstämmelse med det ackumulerade 

uppmätta utflödet än med ett traditionell modelleringssätt (Darcymodellering). 

Preferentiell ämnestransport - Exempel från datasimuleringar från tre olika 

jordbruksjordar. 

Makroporflödets effekt på ämnestransporten har bla studerats m h a en datormodell 

MACRO (en en-dimensionell fysikalisk markvatten- och ämnesstransportmodell), 

efter Jarvis (1994). MACRO beskriver flödet i två domäner (en mikropordomän för 

flödet igenom matrix, samt en makropordomän för att beskriva flödet igenom de 

strukturella porerna) och transportutbutet av ämnen mellan domänerna under 

dynamiska förhållanden, dvs under ett “normalår”. MACRO kan beskriva ickereaktiva 

ämnen (ex. bromid, klorid), tritium och pesticiders transport, bioupptag, 

fastläggning, nedbrytning i den omättade zonen. Drivvariablerna är dygnsvärden på 

nederbörd och temperatur. 

Tre olika hypotetiska jordprofiler har studerats; lera, sand och jord som påminner om 

moränmaterial. Randvillkoren för studierna beskriver markprofiler med en 

grundvattenyta på 1 m djup (jämför Figur 7). Till markprofilerna, som var fria från 

ämnen vid starten för simuleringarna, tillsattes lika stora mängder av två olika ämnen 

(ett icke-reaktiva ämne, ex bromid samt en pesticid) vid två olika tillfällen. 

Från datasimuleringarna i de tre olika jordarterna kan sammanfattas att: 

32

- makroporernas flödesinverkan på transporten beror starkt på vilken typ av ämne som 

studeras samt i vilken typ av jord ämnestransporten sker 

-kortsiktigt kan makroporflödet öka utlakningen av icke-reaktiva ämnen i 

markprofilen. Långsiktigt reduceras utlakningen av makroporflödet. Redan efter två 

år hade 100 % av den totalt pålagda mängden på sandjorden utlakats och förts bort i 

dräneringsledningarna. 

-det är speciellt kritiskt att utvärdera effekten av makroporflödet i lerjordar när det 

gäller pesticider som normalt fastläggs och bryts ned under försöken. 

-när det gäller pesticiders utlakning finns det två 'sämsta-tänkbara' scenarios, dvs 

grova sandjordar och leror med kraftig struktur. 

- 'loamjordar' och ickestrukturella leror kan utgöra det bästa skyddet mot 

grundvattenförorening av pesticider. 

Kemiska processer som påverkar ämnestransport - Jon Petter 

Gustafsson 

De flesta ämnen färdas mycket långsammare än vattnet på sin väg genom marken 

vidare till grund- och ytvatten. Det beror på att de ”fastnar” på vägen genom olika 

processer. De viktigaste kemiska mekanismerna är adsorption och utfällning. En 

stor del av det här kapitlet ägnas åt att beskriva hur dessa mekanismer fungerar. Av de 

två nämnda mekanismerna är oftast adsorption den som är viktigast. Utfällning är 

dock viktigt för en del ämnen, t.ex. järn och aluminium, och även för andra metaller 

då dessa förekommer i höga koncentrationer, t.ex. i starkt förorenad mark. Organiska 

ämnen som humusämnen eller pesticider binds ofta upp i marken genom adsorption 

och sedan kan ämnena brytas ned mikrobiellt och sedan kan ämnena brytas ned 

mikrobiellt så att ämnena försvinner från jorden. 

Andra kemiska processer som är av betydelse är komplexbildning och 

redoxomvandlingar. Som beskrivs nedan gör en ökad komplexbildning ofta att ett 

ämne kan transporteras snabbare genom marken, men i en form som oftast är mindre 

toxisk. Markens redoxförhållanden avgör vilken form av ämnet som förekommer och 

eftersom olika redoxformer ofta har mycket olika benägenhet att adsorberas eller 

utfällas kan redoxförhållandena ha mycket stor betydelse för transporten. 

Adsorption 

Begreppet adsorption är i själva verket en samlingsbeteckning för olika mekanismer; 

de tre viktigaste är: 

- Jonbyte. 

En löst jon kan attraheras elektrostatiskt av en laddad partikelyta, och på så sätt 

adsorberas. Då adsorptionen enbart är elektrostatisk befinner sig jonen på ett visst 

avstånd från ytan och kan lätt bytas ut av konkurrerande joner (se Figur 17 och Figur 

18). Jordpartiklarnas laddning är övervägande negativ och därför är jonbyte oftast 

mest betydelsefullt för katjoner. I jorden finns vanligen en hel del partiklar som av 

33

olika skäl innehar negativ laddning; det gäller framför allt lermineral och 

humusämnen, se nästa kapitel. Positiv laddning är alltså oftast av underordnad 

betydelse men kan uppkomma på järn- (Fe) och aluminium- (Al) oxider, speciellt i 

podsolernas rostjordar. 

- Ytkomplexbildning (kallas även ”specifik” adsorption). 

Joner har i olika hög grad en strävan att bilda komplex med andra ämnen. Många 

katjoner kan bilda komplex med hydroxylgrupper (OH), eller karboxylgrupper 

(COOH) varför de lätt adsorberas till ytor med sådana grupper, medan många anjoner 

bildar ytkomplex med ytor som innehåller Fe eller Al. Ytkomplexbildning kan leda 

till att jonen adsorberas närmare intill ytan så att den i stort sett blir en del av ytan (se 

Figur 17 och Figur 18). När ytkomplexbildning är inblandad adsorberas en jon därför 

mycket starkare än om adsorptionen bara är elektrostatisk. Dock kan jonen även i 

detta fall ”bytas ut” mot andra joner, men då i stort sett endast mot andra joner som 

också bildar ytkomplex. 

- ”Hydrofob” adsorption. 

För många organiska ämnen styrs adsorptionen av så kallade van der Waals-krafter, 

som återspeglar ämnenas oförmåga att lösa sig i ett polärt lösningsmedel som vatten. 

Det har visat sig att betydelsen av hydrofob adsorption är proportionell mot (a) 

Graden av ett ämnes icke-polaritet eller hydrofobicitet, vilket kan mätas med den s.k. 

oktanol-vattenfördelningskoefficienten (K ow ) . Principen för denna är ganska enkel: 

om man blandar vatten, som är polärt, och oktanol, som är opolärt, löser de sig inte i 

varandra utan blir två olika faser. Om man tillsätter ett tredje organiskt ämne så 

kommer det att fördela sig på ett visst sätt mellan vattnet och oktanolen beroende på 

hur polärt / opolärt det är. Ungefär på samma sätt går det till i jorden: om man 

tillsätter ett opolärt organiskt ämne så löser det sig inte gärna i markvattnet utan 

fastnar hellre i strukturer i jordpartiklarna som fungerar som opolära lösningsmedel. 

Ämnen med mycket höga K ow -värden betecknas NAPL (se föregående kapitel) och de 

är knappast alls vattenlösliga. 

- 

+ + - 

+ + 

-COO K + Na = -COO Na + K 

a) 

- 

+ 2+ 

+ 

-COO K + Cu = -COOCu + K 

+ 

b) 

Figur 17. Exempel a) visar reaktionen då en kaliumjon som finns jonbytt till en 

humusyta (med karboxylgrupp betecknad som -COO-) byts ut mot en natriumjon, som 

också adsorberas genom jonbyte. I exempel b) byts kaliumjonen ut mot en kopparjon, 

som istället bildar ett ytkomplex. 

Figure 17. Example a) shows the reaction between a potassium ion, which is ion 

exchanged to a humic surface (containing a carboxylic group, -COO-), and a sodium 

ion, which is also adsorbed through ion exchange. In example b) the potassium ion is 

exchanged for a copper ion, which forms a surface complex. 

34

σ 

σ D 

- 

+ 

+ 

+ 

- 

+ 

- 

+ 

+ 

- 

Teckenförklaring 

Syreatom i kristallgitter 

Metallatom (t.ex. Fe i Fe-oxid) 

Katjon i ytkomplex 

Anjon i ytkomplex 

Proton 

- 

Motjoner, dvs 'jonbytta' joner 

+ 

σ Ytans laddning 

σ 

D 

Diffusa skiktets laddning 

- 

Figur 18. Schematisk illustration av skillnaden mellan jonbyte och ytkomplexbildning, 

denna gång till en oxidyta. Joner som binds genom jonbyte fungerar i själva verket 

som ”motjoner” till den laddning som utvecklats på ytan, medan varje jon som binds i 

ytkomplex istället tillför ytan dess egen laddning, vilket oftast leder till att ytans 

nettoladdning minskar (eftersom det oftast är joner av motsatt laddning som 

adsorberas). Det sistnämnda leder i sin tur till att betydelsen av jonbyte avtar då ytan 

fylls med ytkomplexbildande joner. 

Figure 18. The difference between ion exchange and surface complexation on an 

oxide surface. The ions adsorbed through ion exchange function as “counter ions” to 

the charge that is developed at the surface. By contrast ions adsorbed as surface 

complexes donate their own charge to the surface; this often leads to a lower net 

charge of the surface (since it is often ions of opposite charge that are adsorbed). 

Therefore the importance of ion exchange typically decreases when more ions 

accumulate as surface complexes. 

Eftersom humusämnen har opolära funktionella grupper så är det därför inte 

förvånande att betydelsen av hydrofob adsorption inte bara beror av K ow utan 

dessutom, är proportionell mot andelen organiskt C i jorden (denna andel betecknas 

f oc ). 

Adsorberande ytor i naturliga jordar 

Vad är det då för partikelytor i jorden som medverkar till adsorption av ämnen För 

det första är det endast partiklar med mycket hög specifik yta som har någon 

35

nämnvärd adsorptionsförmåga. Grövre partiklar som t.ex. sand har mycket liten yta 

och är därför oviktiga. I våra jordar finns framför allt tre olika slags partikelytor med 

hög specifik yta, nämligen lermineral, oxidytor och humusämnen. Alla dessa har 

specifika ytor på tiotals eller till och med hundratals m 2 / g. Tabell 5 visar hur starkt 

två katjoner, kalcium och koppar, och en anjon, arsenik, adsorberas till dessa typer av 

ytor vid pH 6. (Jämför Tabell 2!) Skillnaden mellan kalcium och koppar beror på att 

kalcium adsorberas mestadels genom jonbyte, medan koppar även har förmågan att 

bilda starka ytkomplex. Det är viktigt att komma ihåg att adsorptionen är pHberoende 

- katjoner adsorberas starkare vid högre pH-värden medan det omvända 

förhållandet gäller för anjoner. 

Tabell 5. Ungefärlig grad av adsorption vid pH 6 för tre representativa oorganiska 

ämnen till olika ytor. 

Table 5. Approximate degree of adsorption at pH 6 for three inorganic ions to 

different surfaces. 

Typ av yta 

Dominerande 

adsorptionsmekanism 

Adsorption av 

kalcium 

Adsorption av 

koppar 

Adsorption av 

arsenik 

Lermineral Jonbyte Stor Stor Liten 

Fe / Al-oxid Ytkomplex Mycket liten Medel Mycket stor 

Mn-oxid Ytkomplex Liten Mycket stor Medel 

Humusämnen Ytkomplex Medel Mycket stor Mycket liten 

Det finns metoder för att uppskatta innehållet av de här ytorna och ibland även dess 

adsorptionsförmåga med ganska enkla metoder. Det är dock viktigt att notera att det 

inte finns några ‘idealmetoder’ på området, men några av de mest använda listas 

nedan: 

Lermineral: Lerhalt i % 

Katjonbyteskapacitet (CEC) 

Fe/Al/Mn-oxidytor: 

Oxalat- och pyrofosfatlösligt Fe, Al och Mn 

P-adsorptionskapacitet 

Humusämnen: Halt organiskt C i % 

Det finns utförliga manualer för de här metoderna, t.ex. Van Reeuwijk (1995). För 

närmare beskrivning av dessa metoder hänvisas också till forskningsinstitutioner (t.ex. 

SLU - inst. f. markvetenskap, eller KTH - avd. f. mark- och vattenresurser). 

Inverkan av komplexbildning i marklösningen 

Samma katjoner som lätt bildar ytkomplex kan bilda lösliga komplex till lösta 

ligander (t.ex. hydroxidjoner, organiska syror, ibland även karbonat, fluorid, klorid 

eller sulfat). Ett exempel är kadmium som lätt bildar kloridkomplex: 

36

Cd 2+ + Cl - ⇔ CdCl + log K 0 = 1.98 

, där konstanten K 0 gäller vid 25 o C och definieras som {CdCl + }/{Cd 2+ }{Cl - }, där {} 

betecknar aktiviteter i mol / l, se vidare underkapitlet ”Utfällning”. En viktig aspekt av 

komplexbildning är att det bildade komplexet ofta inte deltar i adsorptions- eller 

utfällningsreaktioner. Detta gör att en ökad komplexbildning också ökar lösligheten 

av ämnet. Speciellt har lösliga organiska komplex stor betydelse. Vissa metaller binds 

så starkt till organiska ämnen (enkla organiska syror och humusämnen) att de i löst 

form nästan uteslutande finns i form av organiska komplex. Metallkatjoner som 

föreligger som organiska komplex är oftast betydligt mindre biotillgängliga / toxiska 

än ”fria” katjoner. 

Metoder för att förutsäga adsorption 

För att kunna förutsäga hur snabbt ett ämne transporteras genom marken behöver man 

kunna uppskatta hur effektiv adsorptionen är eftersom adsorption ofta är den 

viktigaste processen som styr ämnets uppehållstid. Traditionellt har man använt sig av 

några enkla empiriska samband vilka nedan beskrivs. Då man för någon speciell jord 

vill använda sig av något sådant samband behöver man i regel först utföra lakningar 

på laboratorium för att uppskatta de konstanter som ingår i sambandet. Trots detta 

finns en betydande osäkerhet med enkla, empiriska samband som beror på naturens 

oerhörda komplexitet. I verkligheten förekommer pH-fluktuationer, olika typer av 

adsorberande ytor, konkurrens mellan olika joner, svårbedömbar komplexbildning, 

med mera. På grund av detta finns det en strävan att övergå till visserligen mer 

komplicerade, mekanistiskt inriktade datormodeller men som tar hänsyn till 

åtminstone en del av dessa andra faktorer. En sådan typ av modeller är de så kallade 

ytkomplexmodellerna. Det är möjligt att sådana modeller integrerade med kemiska 

jämviktsmodeller och transportmodeller kommer att kunna vara ett standardverktyg i 

det praktiska arbetet med föroreningsbedömningar om ett par decennier, men än så 

länge är ytkomplexmodellerna bristfälligt utprovade för naturliga jordar och dessutom 

inte alls användarvänliga. 

Tabell 6. Några exempel på ofta använda adsorptionssamband i markkemin. 

Table 6. Some examples of often used adorption relationships in the soil chemistry. 

Beteckning 

Ekvation a 

Linjär adsorption 

n = K D c 

Langmuir 

n = K l bc/(1 + bc) 

Freundlich 

n = ac m 

Gapon K G = (c 1/z 1 *X 2 ) / (c 1/z 2 *X 1 ) 

a n är mängden som finns i adsorberad form, c är koncentrationen av ämnet (ämnena) i jämviktslösningen, X är den 

adsorberade (utbytbara) ekvivalentmängden av ämnet, z är laddningen, K G är en selektivitetskoefficient medan 

K D, K l , a och b är justerbara parametrar. 

37

Linjär adsorption / K D -värden 

Det allra enklaste antagandet man kan göra är att det finns ett linjärt förhållande 

mellan ämnets koncentration i markvattnet och den adsorberade mängden. Det s.k. 

K D -värdet anger då fördelningen av ett ämne mellan fast fas och lösning, alltså n/c, se 

Tabell 7. I verkligheten är dock K D -värdet ofta inte konstant eftersom adsorptionen 

varierar kraftigt med bl.a. pH, jämviktskoncentrationen av jonen och koncentrationen 

av konkurrerande joner (Tabell 8). Som illustration visas i Figur 19 resultaten från en 

kanadensisk studie där man undersökte adsorption av sulfat (SO 4 2- ) till en rostjord vid 

olika pH-värden och SO 4 2- -koncentrationer. K D -värdet sjönk när SO 4 2- - 

koncentrationen ökade. När pH ökades med nästan en enhet sjönk K D -värdet 

dramatiskt (i det senare fallet är effekten den motsatta om det gäller katjoner). För en 

hel del joner tillkommer komplexbildning med andra ämnen som en viktig faktor. I 

själva verket kan K D -värdet för ett ämne variera med flera tiopotenser beroende på 

omständigheterna. Av dessa anledningar är det en omöjlig uppgift att ange” 

representativa” K D -värden för olika typer av jordar annat än inom en-två tiopotensers 

marginal! 

Tabell 7. Modellantaganden i tre olika typer av adsorptionsmodeller . 

Table 7. Model assumptions in three different types of adsorption models. 

Linjär Isotermer Ytkomplexmodeller 

adsorption 

Konstant jämviktskoncentration Ja Nej Nej 

Konstant pH Ja Ja 1) Nej 

Konstant koncentration av konkurrerande joner Ja Ja 2) Nej 3) 

Konstant jonstyrka Ja Ja Ja/Nej 4) 

Försumbar hysteresis adsorption - desorption Ja Ja Ja 

1) Vissa försök har dock gjorts att modellera t.ex. H + /Ca 2+ -utbyte i katjonbytesmodeller 

2) I katjonbytesmodeller kan man dock modellera t.ex. konkurrens mellan Ca 2+ och Mg 2+ 

3) Flera av modellerna är inte ordentligt testade när det gäller konkurrens 

4) Varierar mellan olika ytkomplexmodeller 

Antagandet om att K D -värdet är konstant stämmer oftast bättre när det gäller 

organiska icke-polära ämnens adsorption, eftersom den ”hydrofoba” adsorptionen är 

mindre känslig för förändringar av pH och jämviktskoncentrationer. En ofta använd 

koefficient beskriver det organiska ämnets fördelning mellan markens organiska C 

och vattenfasen, K oc . Det har visats att då den adsorberande ytan domineras av 

humusämnen, så gäller följande ungefärliga relation:: 

K oc ≈ 0.5 K ow 

Värden på K ow för olika organiska ämnen finns tabulerade i litteraturen (för en bra 

sammanställning se Schwarzenbach et al., 1993). Om Freundlich-exponenten m ≈ 1 

(se Tabell 6) och om halten organiskt C > 0.1 % (f oc )så blir K oc • f oc = K D och man har 

en någorlunda användbar adsorptionsmodell för ämnet. 

38

4 

Adsorberat SO4 (mmol/kg) 

3 

2 

1 

KD = 50.3 l/kg 

KD = 23.2 l/kg 

KD = 4.3 l/kg 

pH 4.46 

pH 5.44 

0 

0 0.04 0.08 0.12 0.16 0.2 

Löst SO4 (mmol/l) 

Figur 19. Adsorberat sulfat som en funktion av löst sulfat i jämviktslösningen i en 

kanadensisk rostjord vid två olika pH-värden. Linjerna är Freundlichisotermer som 

anpassats efter uppmätta data. Tre exempel på K D -värden visas. 

Figure 19. Adsorbed sulphate as a function of dissolved sulphate in a Canadian 

spodic B-horizon at two different pH-values. The lines are Freundlich isotherms 

which have been fitted to experimental data. Three examples of K D -values are shown 

(from Courchesne and Hendershot, 1989). 

Adsorptionsisotermer och katjonbytesmodeller 

Adsorptionsisotermer skiljer sig från den linjära adsorptionsmodellen på så sätt att 

relationen mellan ämnets lösta koncentration och dess adsorberade mängd tillåts vara 

icke-linjär (se Figur 19). Att relationen är icke-linjär förväntar man sig av två orsaker: 

1) Ju mer som adsorberas av en jon, desto mindre tillgänglig yta finns kvar för 

resterande joner och 

2) Vissa delar av den adsorberande ytan har starkare ”dragningskraft” än andra, dvs 

ytan är heterogen när det gäller adsorptionsegenskaperna.. 

Några exempel på ekvationer ses i Tabell 6. I praktiken avgör man vilken typ av 

isoterm som passar bäst till uppmätta data genom minsta-kvadratmetoder. Langmuiroch 

Freundlichekvationerna används oftast; generellt sett passar Freundlich bättre än 

Langmuir i naturliga jordar. Dock krävs även för de här metoderna en mängd 

förutsättningar som ofta inte stämmer överens med verkligheten (Tabell 7). Gapon 

(Tabell 6) är ett exempel på en modell som ofta använts för att utvärdera effekten av 

konkurrens för katjoner (katjonbyte). 

Ytkomplexmodeller 

I ytkomplexmodeller tas adsorptionens pH-beroende, jonstyrkan, samt ytladdningens 

förändring, med i beräkningen. Detta innebär ”bökiga” ekvationssystem som löses 

numeriskt med dator. Hittills finns modeller främst för adsorption av joner till oxider 

och humusämnen. Nackdelen med modellerna är att de kräver en del parametrar som 

kan vara svåra att uppskatta, varför de än så länge används mest för 

forskningsändamål. Modellerna är dock under snabb utveckling. Två exempel är 

39

Diffuse Layer Model (Dzombak & Morel, 1990) som kan beskriva adsorption av joner 

till oxidfaser, samt WHAM (Tipping, 1994) som behandlar komplexbildning och 

adsorption av joner till humusämnen. För att samtidigt ta hänsyn till andra kemiska 

processer (utfällning, komplexbildning, redoxförhållanden) kan man integrera 

ytkomplexmodeller i större kemiska jämviktsmodeller. Fortfarande krävs dock 

omfattande modellvalideringar och nya enkla metoder för att uppskatta 

modellparametrar innan dessa modeller kan användas i stor skala. 

Konkurrens och hysteresis 

Två faktorer som ofta försummas i modellerna (se Tabell 7) men som försvårar 

utvärderingen av hur lösligt ett ämne är i marken är konkurrens och hysteresiseffekter. 

Konkurrens mellan joner är viktig därför att de allra flesta adsorberande ytor 

redan är ”upptagna”. Som man kan vänta sig konkurrerar starkt adsorberande joner 

som t.ex. Cu 2+ lätt ut svagt adsorberande joner som t.ex. Ca 2+ eller Mg 2+ . Det är dock 

också så att en hög koncentration av t.ex. Ca 2+ leder till en något högre löslighet för 

Cu 2+ . Konkurrens leder alltså till en högre löslighet för det berörda ämnet jämfört med 

om det var ensamt i lösningen. Hysteresis uppkommer då ett adsorberat ämne är 

mindre lösligt i samband med desorption (d.v.s. upplösning från den fasta fasen) 

jämfört med adsorption, se Figur 20. Hysteresiseffekten är särskilt stor för starkt 

adsorberande joner som t.ex. fosfat, samt för vissa organiska ämnen. En viktig orsak 

till att man observerar hysteresis är att adsorption av dessa ämnen är en ganska 

långsam process och att verklig jämvikt mellan adsorberad fas och lösning därför inte 

hinner ställa in sig. 

Desorption 

n 

Adsorption 

c 

Figur 20. Illustration av vad hysteresis-effekten innebär för lösligheten av ett ämne. 

Som synes är då n/c, dvs K D , väsentligt högre vid desorption jämfört med adsorption. 

Se Tabell 6 för definitioner. 

Figure 20. The effect of hysteresis on the solubility of an ion. The n/c ratio, i.e. the 

K D -value, is considerably larger during desorption compared to during adsorption. 

See Table 6 for definitions. 

40

Utfällning 

I naturlig jord är de viktigaste utfällningarna olika oxider/hydroxider och karbonater. 

För järn, aluminium, mangan och krom är bildningen av oxider/hydroxider viktiga 

under de flesta naturliga pH-förhållanden. En del andra ämnen bildar karbonater eller 

hydroxykarbonater, men bara då pH är högt, vanligen > 7-8. Under reducerande 

förhållanden kan metallsulfider vara mycket viktiga (dessa bildas dock inte i den 

omättade zonen). Nedan ges några typiska exempel på reaktioner och dessas 

löslighetskonstanter (K s 0 ) vid 25 o C, 1 atm. 

Al(OH) 3 ⇔ Al 3+ + 3OH - 0 

; Al-hydroxid - gibbsit. K s = 10 -33.7 

(alt.) Al(OH) 3 + 3H + ⇔ Al 3+ + 3H 2 O *K 0 s = 10 8.3 ; vid 8 o C *K s = 10 9.4 

Cr(OH) 3 ⇔ Cr 3+ + 3OH - ; krom(III)-hydroxid. K 0 s = 10 -32.3 

CaCO 3 ⇔ Ca 2+ 2- 

+ CO 3 ; kalcit. K 0 s = 10 -8.48 

FeS + H + ⇔ Fe 2+ + HS - ; järnsulfid *K 0 s = 10 -4.2 

CuS + H + ⇔ Cu 2+ + HS - ; kopparsulfid *K 0 s = 10 -22.3 

Som visas i tabellen väljer man ofta att uttrycka löslighetskonstanter för oxider / 

hydroxider och sulfider på ett alternativt sätt (som *K s 0 ), detta eftersom vi kan få ett 

direkt mått på vätejonaktiviteten genom att helt enkelt mäta pH. För gibbsit och kalcit 

definieras löslighetskonstanterna enligt följande: 

{Al 3+ } / {H + } 3 = 10 8.3 (vid 25 o C) 

{Ca 2+ } {CO 3 2- } = 10 -8.48 (vid 25 o C) 

, där {} symboliserar aktiviteter. I mark- och grundvatten kan oftast aktiviteter sättas 

lika med koncentrationer. För flervärda joner, speciellt Al 3+ , kan dock 

aktivitetskorrektioner enligt Davies- eller Debye-Hückelekvationerna behöva göras. 

Vanligen görs detta med hjälp av datormodeller (se nedan). För mer teoretisk 

bakgrund till löslighetsberäkningar hänvisar vi till Stumm & Morgan (1996). 

Man utvärderar huruvida ett mineral fälls ut genom att jämföra den uppmätta 

jonaktivitetsprodukten (IAP) i marklösningen med mineralets löslighetsprodukt. Om 

man t.ex. genom mätningar och uträkningar kan konstatera att{Al 3+ } / {H + } 3 ≈ 10 8.3 

(vid 25 o C) så kan man dra slutsatsen att det är möjligt att Al(OH) 3 kontrollerar 

lösligheten av Al. Vid uträkningen måste man, förutom aktivitetskorrektion, också ta 

hänsyn till att Al 3+ bildar lösliga hydroxokomplex och komplex med en rad andra 

ämnen, framförallt organiska ämnen, fluorid och sulfat; detta eftersom man vanligen 

analyserar totalhalten Al och inte enbart Al 3+ . För att ta hänsyn till reaktionernas 

temperaturberoende använder man entalpikonstanter, om dessa är kända. På grund av 

alla dessa faktorer kan uträkningen vara svår att göra manuellt och i praktiken 

använder man sig av olika kemiska jämviktsmodeller för detta ändamål. Exempel är 

DOS-programmen MINTEQA2 (Allison et al., 1991), MINEQL+ (Schecher & 

McAvoy, 1994) och WATEQ4F (Nordstrom & May, 1989). 

Den kanske enklaste modellen att lära sig är MINTEQA2. Med den kan man alltså, 

förutom att undersöka olika mineraljämvikter, också beräkna specieringen (d.v.s. 

41

vilka komplex som är viktiga) och beräkna jonstyrka och aktiviteter. Modellen är 

gratis och kan laddas ned från följande Internet-adress: 

ftp://ftp.epa.gov/epa_ceam/wwwhtml/software.htm 

Inverkan av redoxförhållanden 

Redoxförhållandena har stor betydelse för lösligheten för många ämnen. Här 

inskränker vi oss till att behandla vilka redoxomvandlingar som är viktiga i markens 

omättade zon, där syrgas finns löst i vattenfasen under större delen av växtsäsongen. 

Något förenklat kan man säga att en stor vattenmättnad, en stor mikrobiell aktivitet 

och ett lågt pH är faktorer som ofta leder till reducerande förhållanden. Ett exempel 

på en redoxreaktion är: 

α-FeOOH (s, goethit) + 3H + (aq) + e - (aq) = Fe 2+ (aq) + 2H 2 O 

I denna reaktion reduceras Fe 3+ , i form av den ofta förekommande Fe-oxiden goethit, 

till löst Fe 2+ som är en betydligt lättrörligare form av Fe. Elektronerna (e - ) som åtgår i 

samband med reduktion kommer alltid från en samtidigt pågående reaktion där något 

annat ämne oxideras; oftast rör det sig om C bundet till organiskt material som av 

mikroorganismer bryts ned till CO 2 och H 2 O. 

Järnets reduktion är viktig i naturen och kan lätt observeras efter nederbördsrika 

perioder då grundvattenytan stiger till jordhorisonter som innehåller röda Feoxidutfällningar; 

dessa mörknar till då de utsatts för reduktion. Fe-koncentrationerna i 

avrinnande vatten stiger då kraftigt. Järnet reduceras eftersom vattenfasens syrgas 

konsumerats av nedbrytande mikroorganismer och därför att diffusionen av syrgas 

från atmosfären till grundvattnet är alltför långsam. Då grundvattenytan sjunker undan 

tränger syrgas ned och Fe-oxid blir åter termodynamiskt stabilt och fälls ut som 

roströda ”gley”-utfällningar. 

Några andra ämnen som påverkas kraftigt av redoxreaktioner är mangan (Mn), kväve 

(N), krom (Cr), arsenik (As) och selen (Se) (Tabell 8). Manganets redoxbeteende 

påminner mycket om järnets. Vid torra, syrerika förhållanden förekommer mangan 

som olika slags manganoxider, som knappast alls är lösliga. Efter nederbördsrika 

perioder kan manganet reduceras till tvåvärda manganjoner som är lättlösliga. Av 

dessa skäl finner man ofta att mangan följer järn mycket väl i naturen. Något som 

ibland kan vara viktigt är att andra ämnen som fanns adsorberade till oxiderna frigörs 

då järn- och manganoxider löses upp p.g.a. reduktion. Detta leder ibland till att 

koncentrationen av t.ex. fosfat och metaller stiger efter nederbördsrika perioder, 

speciellt om jorden inte innehåller aluminiumoxidfaser som istället kan ”ta hand” om 

dessa ämnen (aluminium reduceras inte). 

Kvävets redoxkemi är komplicerad; den omfattar med ökande grad av reduktion NO 3 - , 

NO 2 - , N 2 och NH 4 + (se kapitlet ”Kväve”). För krom och arsenik är redoxförhållandena 

42

av central betydelse både för toxiciteten och för lösligheten, se vidare kapitlet 

”Metaller”. 

I utströmningsområden där jordmaterialet permanent befinner sig under 

grundvattenytan är en rad andra redoxomvandlingar viktiga. Inte minst kan sulfatjoner 

reduceras till sulfid, vilken sedan kan reagera med metaller så att svårlösliga 

metallsulfider bildas. Detta begränsar rörligheten avsevärt för metaller som järn, 

koppar, bly, zink, kvicksilver, kadmium och nickel. 

Tabell 8. Exempel på ämnen som kan byta redoxtillstånd (och därmed löslighet) i den 

omättade zonen. 

Table 8. Example on ions that can change their red-ox state (and thereby their 

solubility) in the unsaturated zone. 

Ämnets form i reducerat tillstånd Ämnets form i oxiderat tillstånd 

Fe 2+ l Fe 3+ ( bildar α-FeOOH) ms 

Mn 2+ l Mn 4+ (bildar δ-MnO 2 ) ms 

CrOH 2+ 0 

/ Cr(OH) 3 s 

2- 

CrO 4 l 

- 

H 3 AsO 3 / H 2 AsO 3 l H 2 AsO - 2- 

4 / HAsO 4 s 

Se 0 - 

ms ; HSeO 3 l 

2- 

SeO 4 ml 

ms = mycket svårlösligt; s = svårlösligt; l = lättlösligt ; ml = mycket lättlösligt 

Biologiska processer 

Näringsupptag, nedbrytning av organiska ämnen och redoxreaktioner är exempel på 

viktiga processer som drivs av växter och av markens mikroorganismer. 

Näringsupptag. 

Vissa oorganiska ämnen tas upp under en tid innan de åter tillförs vattenfasen i 

jonform. Dock kan upptagna ämnen i viss utsträckning föras bort från marken i 

samband med skogsavverkning eller skörd. Markens omsättning av kväve (N) 

påverkas kraftigt av näringsupptag. Ett viktigt skäl är att N är ”begränsande” för 

tillväxten i de flesta av Sveriges marker. Således kommer nästan allt kväve som NO 3 

- 

eller NH 4 + som tillförs att tas upp i biomassa tills något annat ämne blir begränsande 

istället. 

Fosfor (P) är ett annat viktigt näringsämne. I skogsmiljö binds P i regel hårt i 

mineraljorden genom adsorption, varför växter och mikroorganismer mycket effektivt 

tar upp oorganiskt P som frigjorts i skogsmarkens ytskikt, innan det tränger ned till 

mineraljorden. Det verkar också som om växterna i viss utsträckning kan tillgodogöra 

sig även adsorberad fosfor, genom produktion av lågmolekylära, starkt 

ytkomplexbildande organiska syror som kan lösa upp det adsorberade fosfatet. Stora 

mängder N och P finns därför bundet i organiskt material och humusämnen, som 

ibland har mycket lång omsättningstid. Dessutom är ofta det mesta av markvattnets 

lösta N och P organiskt bundet. 

43

Nedbrytning av organiska ämnen. 

Markens mikroorganismer bryter ned organiska ämnen till koldioxid och vatten. Hur 

snabbt detta sker är en funktion av framför allt: pH, redoxförhållanden, vatten- och 

näringstillgång, temperatur och av vilka typer av mikroorganismer samt av organiska 

ämnen det är fråga om. I t.ex. sura skogsjordar är nedbrytningshastigheten i regel 

långsam, medan den är betydligt snabbare i näringsrika lerjordar. 

Även för vissa spårämnen, t.ex. selen, molybden och jod, är biologiska processer 

mycket viktiga som fastläggningsmekanismer. Hur dessa ämnen binds till markens 

organiska material är dåligt känt. 

Transport av adsorberande joner - Jon Petter Gustafsson 

För att förutsäga ett reaktivt ämnes transporthastighet genom marken, måste man ta 

hänsyn till de reaktioner som styr ämnets löslighet i markvattnet samt dess frigörelse 

från jordpartiklarna. Beroende på ämnets och jordens karaktär kan olika beskrivningar 

av ämnestransport vara lämpliga. Till exempel är modeller typ MACRO (som nämnts 

ovan) att föredra när en stor del av ämnestransporten genom marken sker längs 

preferentiella flödesvägar. Detta gäller t.ex. för starkt adsorberande ämnen, framför 

allt då organiska ämnen som är föremål för nedbrytning i de övre jordhorisonterna. I 

andra fall, speciellt för oorganiska joner, kan det istället vara lämpligt att använda sig 

av ADE (advektiv-dispersionsekvationen, se tidigare kapitel) eller stokastiska 

modeller för att beskriva transporten. I fallet advektiv dispersion, som hittills har varit 

den dominerande metoden, måste vi i princip alltså kunna beräkna även 

sorptionstermen i ADE och inte bara advektions- och dispersionstermerna. 

Ingen dispersion - linjär adsorption 

En grov förenkling är att försumma den sista reaktionstermen i ADE, sätta 

dispersionen till 0 samt att uttyda sorptionstermens differential δS / δt som 

fördelningskoefficienten K D (se ‘Kemiska processer’). På så vis kan vi definiera en 

retardationsfaktor R som talar om hur många gånger långsammare ämnet kommer 

fram jämfört med vattnet: 

R = 1 + ρ•K D / θ 

= v / v i 

där ρ är jordens skrymdensitet i kg / l, θ är vattenhalten (oftast mellan ca 0.1 och 0.3 

m 3 / m 3 i morän), v och v i är vattnets respektive ämnets medelflödeshastighet. 

Den här metoden har ofta använts för att modellera framför allt icke-polära organiska 

ämnens transporthastigheter i grundvattenakviferer. I verkligheten finns naturligtvis 

en rad försvårande omständigheter som gör att det är svårare än så här att modellera 

transport av adsorberande ämnen, framför allt för oorganiska joner vilkas adsorption 

sällan låter sig beskrivas med konstanta K D -värden (detta är berört i ‘Kemiska 

processer’). Dessutom leder försummandet av dispersionstermen till ganska stora fel, 

speciellt om dispersiviteten i det studerade materialet är stor. 

44

Ämnestransport under olika antaganden 

För att studera hur stora fel dessa faktorer leder till kan man under kontrollerade 

laboratorieförhållanden skicka ”pulser” av lösta adsorberande ämnen genom 

jordkolonner, och jämföra med hur snabbt pulserna av konservativa spårämnen (t.ex. 

klorid) kommer fram. I Figur 21 visas först i a) att då linjär adsorption antas, och 

dispersion försummas, så ser genombrottskurvan för det adsorberande ämnet exakt 

likadan ut som för det konservativa ämnet, fast den är förskjuten i tiden 

(förskjutningen är proportionell mot retardationsfaktorn R). I b) ses schematiskt 

pulsens utseende då adsorptionen beskrivs med en Freundlich-ekvation där 

exponenten m < 1; genombrottet för ämnet blir även då skarpt, men sedan klingar 

koncentrationen långsamt av. Slutligen visas i c) schematiskt (den streckade linjen) 

hur resultatet blir då adsorptionen beskrivs med en Freundlich-ekvation som i b), fast 

denna gång har dispersiviteten inflytande på resultatet. Ämnet börjar då bryta igenom 

tidigare, fast genombrottet blir mer diffust. I alla dessa fall antas att jämvikt hinner 

ske och att pH inte förändras. Som nämnts ovan i ‘Kemiska processer’ så är det första 

antagandet inte alltid korrekt, speciellt inte för starkt adsorberande ämnen. Om 

jämvikt inte hinner ske kommer ämnet att börja bryta igenom tidigare än vad som 

skulle ske vid jämvikt. Om pH förändras måste man välja en mer komplicerad 

adsorptionsmodell som tar hänsyn till pH för att kunna göra korrekta simuleringar. 

Numeriska ämnestransportmodeller byggda på advektiv dispersion 

För att beakta dispersion och icke-linjär adsorption har en rad modeller utvecklats i 

vilka man löser ADE numeriskt med hjälp av finita element- och differensmetoder. 

Vanligast är finita elementmetoden med vilken man delar in den strömningsväg man 

studerar i ett antal element. Storleken på dessa element bestäms av det tidssteg man 

använder och av dispersionskoefficienten D L . Det flexiblaste sättet att konstruera en 

kemisk transportmodell byggd på finita element-metoden har visat sig vara den s.k. 

tvåstegsmetoden, där man i varje tidssteg löser de resulterande fysikaliska (ADE) och 

de kemiska (adsorption) ekvationssystemen var för sig i två steg innan man sedan 

finner en numerisk lösning genom att iterera mellan de två stegen. Det finns sådana 

modellpaket på marknaden i vilka man lätt kan anpassa modellen efter det praktiska 

problem man vill studera, och i flera fall efter den adsorptionsmodell man vill 

använda (linjär, isoterm eller ytkomplexmodell). Ett tidigt exempel var TRANQL 

(Cederberg et al., 1985); ett nyare och mer flexibelt är ECOSAT (Keizer & Van 

Riemsdijk, 1996). Det är viktigt att poängtera att det finns osäkerheter med att 

använda sådana här modeller, eftersom de bygger på att de fysikaliska och kemiska 

processerna beskrivs väl med ADE och kemiska jämviktsmodeller. Som vi i tidigare 

kapitel har diskuterat så är detta inte alltid fallet. 

45

c(a) 

a) 

c(a) 

b) 

c(0) 

0 

t 

c(0) 

0 

t 

c(a) 

c) 

c(0) 

0 

t 

Figur 21. Schematisk beskrivning av hur valet av adsorptionsekvation och dispersion 

påverkar genombrottskurvan för ett adsorberande ämne. De heldragna linjerna visar 

koncentrationen av ämnet i utflödet från en jordkolonn då linjär adsorption (a) 

respektive Freundlichisoterm (b) antas, men ingen dispersion. I (a) och (b) visas 

också hur koncentrationen av ett icke-adsorberande spårämne varierar med tiden 

(den streckade linjen). Koncentrationen ökade från c(0) till c(a) vid tiden 0, och 

minskade sedan igen till c(0) vid en senare tidpunkt, se figuren. I (c) visas hur 

koncentrationen av det adsorberande ämnet i (b) förändras om dispersionen inte är 

försumbar (den streckade linjen). Jämför dispersionen med Figur 14-Figur 15. 

Figure 21. Description of how the choice of adsorption equation and dispersion affect 

the breakthrough curve for an adsorbed ion. The solid line shows the concentration of 

the ion in the outflow from a soil column when a (a) linear or a (b) Freundlich 

isotherm is assumed, but with no dispersion. In (a) and (b) it is also shown that the 

concentration of a non-adsorbed tracer varies with time (the dashed line). The 

concentration increased from c(0) to c(a) at time 0, and then it decreased to c(0) at a 

later point of time. Figure (c) shows the concentration of the adsorbed ion of (b) if the 

dispersion is not negligible (the dashed line). The dispersion can be compared to 

Figure 14-Figure 15. 

Transport och upplösning av icke vattenlösliga lösningar, sk NAPL - 

Bengt Espeby 

De mest vanliga faserna som ett kemiskt ämne i marken uppdelas i är gas, löst, 

adsorberat och icke vattenlöslig lösning, sk NAPL, NonAqueous Phase Liquids vilka i 

sin tur kan uppdelas i lösningar som har högre densitet än vatten sk DNAPL, Dense 

46

NonAqueous Phase Liquids och de som är lättare än vatten, sk LNAPL, Light 

NonAqueous Phase Liquids (Jury och Flühler, 1992). DNAPLs inkluderar klorinerade 

kolväten, såsom 1,1,1-trikloretan, koltetraklorid, klorfenoler, klorbenzener, 

tetrakloretylen och polyklorinerade bifenyler. LNAPL å andra sidan inkluderar 

kolvätebränslen, såsom bensin, eldningolja, fotogen, flygbränslen och flyggas. 

När NAPLs rör sig igenom ett geologiskt medium undantränger den vatten och luft. 

Vatten tenderar pga sin vätande verkan (hydrofil) att omgärda kornen och porernas 

kanter medan NAPL föreningen är den icke-vätande fasen (hydrofob) och tenderar att 

röra sig i centrum av porutrymmet. Varken NAPL fasen eller vattenfasen fyller helt ut 

porutrymmet vilket leder till att permeabiliteten (genomsläppligheten) för mediumet 

vad gäller vatten eller NAPL är olika än om bara en av faserna finns i porutrymmet. 

Figur 22 nedan visar den relativa permeabiliteten för en NAPL i ett hypotetiskt 

medium under multifasflöde. 

RELATIV PERMEABILITET 

0.8 

0.6 

0.4 

0.2 

100% 

1 

NAPL 

Kvarvarande 

vatten 

mättnad 

NAPL MÄTTNAD 

Kvarvarande 

NAPL 

mättnad 

Vatten 

Srn 0 

1 

0.8 

0.6 

0.4 

0.2 

0 

0 

0 20 40 Srw 60 80 100 % 

VATTEN MÄTTNAD 

Figur 22. Relativ permebilitet som funktion av mättnad. 

Figure 22. Relative permability as a function of saturation (after Palmer and 

Johnson, 1989 in USEPA, 1991). 

Vid 100 % vattenmättnad, är den relativa permeabiliteten för vatten och NAPL, 1.0 

resp 0.0 (Relativ permebilitet varierar mellan 1.0 för 100 % mättnad till 0.0 vid 0 % 

mättnad). När NAPL innehållet i porutrummet ökar, minskar vattenfraktionen inom 

porutrummet. När vattenfraktionen minskar, minskar även relativa 

genomsläppligheten för vattnet. Den relativa permeabiliteten når inte noll när 

fraktionen av vatten inom porutrymmet är noll utan vid den punkt då den kvarvarande 

vattenmängden inte minskar mer, vattenfasen är orörlig och det inte sker något 

47

signifikant flöde av vatten (den sk irreducible water saturation (Srw) är nådd). Den 

relativa peemeabiliteten för NAPL är liknande. Vid 100 % NAPL mättnad är den 

relativa permeabiliteten för NAPL 1.0, men i och med att NAPL mättnaden minskar 

så minskar den relativa permeabiliteten för NAPL. Den relativa permeabiliteten för 

NAPL är noll då NAPL anses orörlig och man nått punkten då NAPL inte minskar 

(den sk residual NAPL saturation (Srn) är nådd). NAPL lösningen kan nu endast 

evakueras från porerna genom upplösning via flödande vatten, alternativt via 

avdunstning. 

A. 

Föroreningsinflöde 

Föroreningsnedträngning i 

den omättade zonen 

Markytan 

Grundvattenflöde 

Kapillär mättnadsnivå 

Grundvattenytan 

B. 


Föroreningsnedträngning i 

den omättade zonen 

Markytan 

C. 




avslutat 

Residual konc av 

förorening 


förorening 



Markytan 



Figur 23. Principen för LNAPLs inträngning och omfördelning i den omättade zonen. 

A. Inträngning och spridning. B. LNAPL utspridning på den kapillära mättnadsytan 

och grundvattenytan samt C. omfördelning av LNAPL då porerna i den omättade 

zonen töms. 

Figure 23. The principle of infiltration and redistribution of LNAPL in the 

unsaturated zone. A. Infiltration and spreading. B. redistribution of LNAPL on top of 

the capillary fringe and the groundwater table and C. redistribution of LNAPL when 

the pores in the unsaturated zone are emptied (after Palmer and Johnson, 1989 in 

USEPA, 1991). 

Transport av LNAPL i omättad och mättad zon 

Om små mängder av LNAPL sprids i den omättade zonen kommer LNAPL att 

strömma genom en central del av de omättade porsystemet tills att punkten för 

48

esidual NAPL mättnad är nådd (se fig ovan). Den omättade zonen består då av ett 

tre-fassystem; vatten, LNAPL och markluft. Infiltrerande vatten löser de komponenter 

(ex. benzene, xylen, and toulen) som ingår i LNAPL-lösningen och transporterar dem 

till grundvattenytan. Dessa lösta föroreningar formar en plym som sprider sig radiellt, 

i riktning med grundvattenflödet, från det område som är förorenat. 

Många av komponenterna i LNAPL är flyktiga och kan transporteras genom diffusion 

m h a markluften vidare i den omättade marken. På detta sätt kan större områden 

beröras då gaserna diffunderar in i andra delar av den omättade zonen och vidare 

transporteras av infiltrerande vatten. Om markytan består av täta lager, ex hårdgjorda 

tytor i tätbebyggda områden, kan de diffunderande gaserna bygga upp höga 

gaskoncentrationer i markluften, vilket inte uppstår om markytan är permeabel och 

därmed kan släppa ut gaserna. 

Då stora volymer av LNAPL spills så transporteras den igenom det omättade 

porsystemet ned till den kapillära mättnadsnivån (den sk capillary fringe) av 

grundvattenytan. 

I och med att LNAPL är lättare än vatten kommer den att flyta ovanpå den kapillära 

mättnadsnivån. Genom att trycket ökar vid den infiltrerande LNAPL fronten så 

kommer grundvattenytan att tryckas ned och bilda en sänka (depression) där 

föroreningen ansamlas (se Figur 23). Om föroreningen tas bort eller hålls inom den 

omättade zonen kommer LNAPL att sjunka m h a tyngdkraften tills att den residuala 

mättnaden nås för föroreningen (jmfr Figur 23C och Figur 22). LNAPL som 

ansamlats i depressionen sprids sedan lateralt utmed den kapillära mättnadsnivån och 

i riktning med grundvattengradienten. 

Förändringar i inflödet till akviferen (sänkning av grundvattenytan genom 

säsongsvariationer, ökad infiltration av nederbördsvatten igenom den zon av den 

omättade zonen som har kvarvarande LNAPL under residual mättnad kan orsaka att 

föroreningen sprids genom diffusion eller trycks ut till andra delar av den omättade 

zonen resp akviferen som då förorenas. 

Retentionsförmågan, eller den oljekvarhållande förmågan (SNV, 1990), varierar med 

olika jordarter. Den vertikala spridningen beror i huvudsak på tyngdkraften och den 

horisontella på kapillärkrafterna. I ett material som är genomsläppligt blir den 

horisontella transporten förhållandevis mera betydelsefull än i ett mycket 

genomsläppligt material. I ett skiktat material blir spridningen vanligen oregelbunden. 

Den vertikala transporten av olja kan upphöra av tre olika skäl: 

• retentionsförmågan för oljan underskrids 

• oljan når ogenomsläppliga lager 

• oljan når grundvattenytan. 

Nedan redovisas några typiska värden för olika material vid naturlig fuktighet (jmfr 

Dräneringsjämvikt) (efter Concawe, 1979): 

49

Tabell 9. Retentionsförmågan för olja i olika jordar 

Table 9. Retention of oil in different soils (after Concawe, 1979). 

Jordart Retentionsförmåga (l/m 3 ) 

Sten 5 

Grus 8 

Grovsand 15 

Finsand 25 

Silt 40 

Laboratoriestudier med avseende på fotogens retentionsförmåga i några vanliga jordar 

(sand, sandig morän (loam), postglacial, glacial lera samt torv) (Jarsjö et al, 1994) 

visar att den är högst beroende av den naturliga fuktigheten i jorden. En ökning av 

vattenhalten från lufttorrt tillstånd till 50 vol% leder till att retentionsförmågan för 

fotogen minskade till 10% av retentionsförmågan för fotogen vid lufttort tillstånd i 

lerorna och sandiga moränen, till 40% i torven och till 70% i sanden. En vidare 

slutsats från detta experiment är för de vattenhalter som kan förväntas i ett humitt 

klimat, dvs det klimat vi har i Sverige, så kommer fotogenretentionsförmågan att vara 

relativt låg och visa små variationer mellan olika jordar. 

Det maximala nedträngningsdjupet i den omättade zonen för mineraloljor kan 

beräknas med hjälp av följande formel (SNV, 1990): 

D 

1000 ⋅ 

= 

V 

A ⋅R ⋅k 

där 

D = maximalt nedträngningsdjup (m) 

V = volym infiltrerad olja, m 3 

A = infiltrationsyta, m 2 

R = retentionsförmåga, l/ m 3 

k = faktor som beror på oljans viskositet med följande riktvärden 

0.5 för bensin 

1.0 för fotogen, dieselolja etc 

2.0 för lätta eldningsoljor 

På grund av marklagrens inhomogenitet blir de i flesta fall spridningsmönstret mycket 

oregelbundet. 

Oljans vidare spridning på grundvattenytan beror på samma sätt som i den omättade 

zonen på jordmaterialets retentionsförmåga. Överslagsmässiga beräkningar av 

oljeskiktets utbredning kan göras med följande formel (SNV, 1990): 

50

1000 ⋅V - A ⋅R ⋅ d ⋅ k 

S = 

F 

där 

S = oljans maximala utbredning, m 2 

d = djupet till grundvattenytan, m 

F = olja kvarhållen omedelbart ovanför grundvattenytan, l/m 2 

(mm) och övriga beteckningar enligt tidigare faktaruta. 

Tabell 10. Typiska värden (F) på kvarhållen olja ovanför grundvattenytan för olika 

material: 

Table 10. Typical values of oil retained above the groundwater table: 

Jordart F (l/m 2 ) 

Sten 5 

Grus 8 

Grovsand 15 

Finsand 20 

Silt 40 

Transport av DNAPL i omättad och mättad zon 

DNAPL ämnen är mycket mobila i marken pga sin relativt låga löslighet i vatten (dvs 

dessa vätskor blandar sig inte med vatten utan bibehålls i separata faser), sin höga 

densitet och låga viskositet (Palmer och Johnson, 1989). Den höga densiteten gör att 

föroreningen snabbt sprids ned till djupare delar av den omättade zonen samt ned i 

grundvattenakviferen genom att tränga undan vatten. DNAPLs transporteras igenom 

den omättade zonen m h a tyngdkraften tills att den nått den residuala mättnadsnivån. 

Om vatten finns i den omättade zonen leder det till en instabil front av DNAPL, sk 

viscous fingering (Keuper och Frind, 1988) (se Figur 24A). 

51

A. 

Markytan 





DNAPL förorening 


Tung gas 

Upplöst kemisk plym 

av DNAPL förorening 


Markmedium med låg 

genomsläpplighet 

B. 

Markytan 







Tung gas 




C. 

Markytan 







Tung gas 

Lager av DNAPL 

förorening 




Figur 24. Principen för DNAPLs inträngning och omfördelning i marken. A. 

Omfördelning av en liten volym DNAPL. B. Medelstor volym av DNAPL samt 

C.omfördelningen av en stor volym DNAPL. 

Figure 24. Principle for infiltration and redistribution of DNAPL in the ground. A. 

Redistribution of a small volume of DNAPL. B. middle-size volume of DNAPL, and C. 

redistribution of a large volume of DNAPL (after Feenstra and Cherry, 1988 in 

USEPA, 1991). 

Om den omättade zonen är torr uppstår ingen ‘fingereffekt’. Effekten blir att DNAPL 

delar upp sig i en gasfas som sjunker ned till den kapillära mättnadsnivån. Rester av 

DNAPL (residual konc i Figur 24A) och gaser kan upplösas av infiltrerande vatten 

och transporteras ned till grundvattenytan för vidare spridning i den dominerande 

grundvattenflödesriktningen. Om spillet av ämnet är tillräckligt stort kommer det att 

sjunka egenom grundvattenzonen tills att den når något underlag med myckel låg 

52

genomsläpplighet (lerlinser eller berggrunden som underlagrar akviferen (se Figur 

24B och C). 

Transport av bekämpningsmedel - Lars Bergström 

Idag förbrukas ca 9 000 ton bekämpningsmedel, utryckt i verksam substans (KemI, 

1995). Av detta används de klart största mängderna som träskyddsmedel (ca 7 000 

ton), följt av ogräsbekämpningsmedel använda i jordbruket (ca 1 000 ton). Exempel 

på komponenter som ingår i träskyddsmedel är kreosotolja, stenkolsträolja, 

arsenikpentaoxid, kromtrioxid, kopparoxid, kopparnaftenat och zinknaftenat. För 

ogräsbekämpning i jord- och skogsbruket används ofta olika typer av fenoxisyror 

(MCPA, diklorprop, mekoprop m.fl.), fastän en markant svängning mot användning 

av s.k. lågdosmedel (klorsufuron, tifensulfuronmetyl m.fl.) har skett under senare år. 

Detta gör att, även om mängden verksam substans som används inom jordbruket 

starkt minskat under den senaste tioårsperioden, så är den behandlade arealen i stort 

sett oförändrad undre samma period. 

Idag påträffas relativt ofta rester av bekämpningsmedel i yt- och grundvatten, och 

stora insatser har gjorts under senare år för att utreda detta problem, inte minst ett 

klarläggande av möjliga transportvägar. En lång rad mekanismer och faktorer 

inverkar på transport av bekämpningsmedel i miljön. Hit hör dels 

bekämpningsmedlens kemisk/fysikaliska egenskaper (t.ex. adsorptionsstyrka, 

ångtryck och vattenlöslighet) och vilka nedbrytningsmekanismer som spelar in 

(fotokemiska, kemiska och biologiska reaktioner), dels egenskaper hos den 

omgivande miljön. Transport genom den omättade zonen har länge ansetts som en av 

de viktigaste anledningarna till att man hittar bekämpningsmedel i yt och grundvatten. 

Ett flertal studier under senare år har dock visat att de allra flesta bekämpningsmedels 

rörlighet i den omättade zonen är starkt begränsad (Bergström, 1992). I ytterst få fall 

tar sig mer än 1 % av vad som spritts ut av ett bekämpningsmedel förbi rotzonen i en 

åkerjord. Detta beror framför allt på att de flesta molekyler som används som 

bekämpningsmedel adsorberas starkt till organiskt material i marken och/eller 

befinner sig i porsystem som inte genomströmmas av vatten. Normal användning av 

bekämpningsmedel utgör därmed inte något större hot mot försämrad yt- och 

grundvattenkvalitet. Under korta perioder kan dock betydande mängder av 

bekämpningsmedel transporteras i den omättade zonen. Det gäller i första hand i 

strukturerade lerjordar, i vilka vatten snabbt kan ta sig ned i profilen gemom 

preferentiell transport i maskgångar, rotkanaler och andra makroporer, och på så sätt 

ta med sig löst bekämpningsmedel eller partiklar till vilka bekämpningsmedel har 

adsorberats. De bekämpningsmedelsrester som trots allt når grundvattenzonen bryts 

ned relativt långsamt p.g.a. den ofta låga syrehalten och den obetydliga biologiska 

aktiviteten. 

Transport av kväveföreningar -Bengt Espeby 

Bakgrund 

De kväveföreningar som förekommer i marken har i stor utsträckning sitt ursprung i 

den handelsgödsel som sprids på våra åkrar och skogar. Läckande 

53

infiltrationsanläggningar för avloppsvatten, eller den ökande användningen av 

konstgödning av våra trädgårdslotter är i detta sammanhang marginella källor. Kvävet 

som föreligger i oorganisk form i marken förekommer i första hand som nitrat (NO 3- ) 

vilket är en mycket lättrörlig jon som transporteras fort och konservativt (till största 

delen genom advektion) igenom den omättade zonen vid tidpunkter av kraftig 

grundvattenbildning. Uppmätta kväveförluster från jordbruksområden med lätta jordar 

är av storleken 50 kg/ha/år och ca 15 kg/ha/år från jordbruksområden med lerjordar. 

Med en normal grundvattenbildning på ca 200 mm/år innebär detta kvävehalter i det 

avrinnande vattnet på 25 mg/l resp. 7.5 mg/l. Kväveförlusterna från skogsmark är 

mycket lägre, 1-2 kg/ha/år. Inom landet varierar detta dock kraftigt (jmfr nedan). 

Kombinationen av höga handelsgödselgivor och felaktig spridning av stallgödsel på 

jordar med god vattenledande förmåga, har lett till att man på vissa ställen uppmätt 

höga nitrathalter i grundvattnen. Värden över dricksvattenstandarden på 45 mg NO 3- 

/l har uppmätts. I en studie över nitratföroreningsgraden av totalt 15 000 

grundvattentäkter i Sverige har man beräknat att minst 100 000 personer utnyttjar 

privata brunnar med mer än 50 mg NO3-/l. Av dessa brunnar är huvudelen 

lokaliserade till södra Sverige där jordbruksdriften är stor. Gemensamt för de flesta 

vattentäkter som har problem med höga nitrathalter är att tillrinningsområdena till 

vattentäkterna utgörs helt eller delvis av genomsläppliga jordar. 

I studier inom mindre avrinningsområden av Laholmsbuktens tillrinningsområde har 

kväveförluster på 4.3 kg/ha/år uppmätts från områden med skog på sandjordar. 

Bedömningar på grundval av dessa och övriga undersökningar inom 

tillriningsområdet har kväveförlusterna från skog, myr och övrig mark bedömts till 5 

kg/ha/år (Fleicher et al, 1991). Områdena i denna del av Sverige är här mycket svårt 

drabbade av depositionen av försurande ämnen och det har antagits att detta har haft 

en påverkan på skogsekosystemens kväveomsättning. De ökande förlusterna av kväve 

från skogsmark i de södra delarna av Sverige är till stor del flödesberoende (positivt 

korrelerade) men kan också bero på att den mycket höga atmosfäriska depositionen av 

kväve gjort markerna kvävemättade. Även rationella skogsproduktionsmetoder som 

dikning, kalavverkning och markberedning har bidragit till ett ökat kväveläckage. 

Av den totala transporten av oorganiskt kväve från skogs- och åkermarkerna utgörs ca 

90 % av nitratkväve (Fleicher et al, 1991). Av de antropogena bidragen till 

transporten utgör jordbrukets bidrag ca 46 % och 28 % för skog, myr och övrig mark. 

Den dominerande transportprocessen för nitratkväve igenom markzonen sker genom 

advektiv transport (konservativ jon). 

På sin väg från utsläppskällorna till havet ingår kvävet i olika processer som medför 

att en del bortgår. Retention av kväve sker genom denitrifikation, dvs avgång av fritt 

kväve till luften, samt upptag av växter och sedimentation av organiskt material. 

Åtgärder 

En förutsättning för en effektiv kväveretention är förekomsten av sjöar och våtmarker. 

Betydelsen av ett kontinerligt vegetationstäcke under hela säsongen (framförallt under 

hösten) är också stor för att retentionen av nitratkvävet skall bli så hög som möjligt. 

Här är s k fånggrödor av stor betydelse, dvs en gröda som växer på hösten efter det att 

huvudgrödan skördats. För att undvika stor utlakning av kväve från åkrarna är det 

54

också nödvändigt att stallgödseln sprids under den period av året då upptaget är stort, 

dvs under våren i den södra delen av Sverige. Möjligheten att lagra stora mängder 

stallgödsel är här av stor betydelse. “ En garanterad låg nitrathalt i vattentäkter med 

stor andel av jordbruksmark inom tillströmningsområdet kan endast påräknas om 

huvudparten av jordbruksmarken överförs till permanent grönyta (vall, bete, 

naturmark)” (Fleicher et al, 1991). 

Transport av makroämnen. Katjoner-Anjoner - Lars Lundin 

Med makroämnen menas ofta de grundämnen som återfinns i mark- och grundvattnet, 

samt i det organiska materialet, i relativt höga koncentrationer (mg / l i vattenfas och 

mg/kg eller g/kg i det organiska materialet) De viktigaste (förutom kväve som 

återfinns i speciellt avsnitt) är:. 

Kol (C): I marken fungerar väte (H), kol (C) och syre (O) som ett integrerat 

komplex. Liksom för de flesta andra ämnena sker en cirkulation med tillförsel från 

olika källor och bortförsel genom främst utlakning och skörd av vegetation. Kolet 

följer denna cirkulation och upptas från luften som koldioxid av vegetationen och 

frigörs vid det organiska materialets nedbrytning. På detta sätt tillförs marken 

koldioxid, vilket också kan ske från karbonater. I marker med låg nedbrytning, t.ex. 

torvmarker, ansamlas organiskt material och då också kol. Orsaker till låg 

nedbrytning är ofta stor vattentillgång, anaeroba förhållanden och låga pH. Här ser vi 

kopplingen mellan kol, syre och väte. 

Syre (O) som är det vanligaste ämnet på vår jord förbrukas vid nedbrytning och 

utan tillförsel av syre bildas syrefria förhållanden som kallas anaeroba. Motsatsen är 

aeroba. Förbrukningen av syre beror av oxidationsprocesser då syret binds till olika 

ämnen. Oxidation innebär att ett ämne avger elektroner och motsatsen, ett upptagande 

av elektroner, utgör reduktion. Syret har i dessa oxidations och reduktionsprocesser en 

avgörande betydelse. 

I det organiska materialet är syre och kol de två viktiga huvudkomponenterna. 

Detta gör att de är starkt kopplade till markhorisonter med organiskt material, de övre 

markskikten. Syre kan också förekomma löst i djupare grundvatten och ingår som ett 

av två ämnen i vattenmolekylen vilket innebär att det förekommer allerstädes där 

vatten finns. Kolets förekomst i vattenfas är störst i de övre jordmånshorisonterna, 

frigörs i de ytligaste men fastläggs i djupare liggande anrikningshorisonter. Flödet av 

kol blir högt vid ytliga vattenflöden i kontakt med det organiska materialet och 

förekommer i fast, löst och gasfas. Den lösta formen (DOC - dissolved organic 

carbon) är ofta den vanligaste men kol ingår också i HCO 3 , som kan vara en stor 

fraktion. I avrinnande ytvatten är halterna ofta 1-20 mg DOC/l med flöden mellan 10 

och 100 kg/ha*år. Den viktigaste komponenten i DOC är i regel humusämnen; de 

behandlas i speciellt avsnitt. 

Väte (H). Vätejoner (protoner) är mycket vanliga i mark-vatten-systemet och 

dessas aktivitet anges genom pH-värdet. Väte liksom syre är grundkomponenter i 

framför allt vatten men förekommer också i det organiska materialet. 

Vätejonaktiviteten är avgörande för många biologiskt-kemiska reaktioner i marken. 

55

Särskilt betydelsefullt är väte i syra-bas reaktionerna. Ett hithörande viktigt system är 

reaktioner mellan syre och kol där interaktioner med vätejoner är avgörande. 

Vätejonaktiviteten har också stor betydelse för lagring och flöden av de flesta andra 

ämnena i marken. Vätejoner tillförs markens vattensystem främst från atmosfärisk 

deposition och vid nedbrytning av organiskt material liksom från vegetationen vid 

dess upptag av bl.a. baskatjoner. Lågt pH kan vara direkt skadligt i marken och detta 

förstärks för vegetationen genom att det kan samverka med aluminium. Även högt pH 

kan vara negativt genom bildning av svårlösliga föreningar som minskar 

tillgängligheten av främst P, B, Mn och Fe. 

Vätejoner tillförs främst markens övre skikt och transporteras sedan djupare ned i 

markprofilen. Vid höga vattenföden med markytenära grundvatten sker en stor 

transport av vätejoner genom marken (Figur pH- Gwl). Vid perkolationen ned i 

marken fastläggs succesivt H på jordpartiklarna genom utbyte med främst 

baskatjoner. detta gör att pH ökar med djupet i marken med värden runt 4-5 i de övre 

lagren och 6-7 på större djup än en meter. Det sker också en reaktion med karbonatoch 

bikarbonatjoner, som bildas vid markens vittring, varvid pH ökar. Vittringen i sig 

påverkas av pH med högre vittring vid låga pH och då ökar reaktionerna vilket visar 

på en dubbelverkan av vätejonerna. Resultatet av ett högt pH i djupare marklager blir 

ett litet flöde av H och detta förstärks dessutom ofta av ett litet vattenflöde i djupare 

marklager. Depositionen av H + uppgår till 0.02-0.8 kg/ha*år och utlakningen till 

0.002-0.1 kg/ha*år vilket innebär en upplagring av väte i marken. 

Baskatjoner, dvs natrium ( Na), kalium (K), kalcium (Ca) och magnesium 

(Mg). Dessa tillförs markvattnet genom vittring av markmineralen och lagras i 

utbytbar form på markpartiklarna vilket hämmar vittringen. Genom utbytesreaktioner 

tas baskatjonerna bort från marken. Balansen visar att det bortförs mer baskatjoner 

med utlakning och vegetationsupptag än vad som tillförs med depositionen. Balansen 

blir negativ och skall på lång sikt balanseras med vittringen. 

Baskatjonerna är positivt laddade. Vissa av dem adsorberas därför lätt till negativt 

laddade markpartiklar och följer endast långsamt med vattnet genom marken. 

Natrium (Na) kommer dels från vittring och dels från depositionen av 

havssalter. Lagringen i vegetationen är relativt liten. Natrium är därtill mycket 

lättlösligt och fastläggs knappast alls i marken. Tillförseln av Na med depositionen 

är 1-35 kg/ha*år (höga värden längs Västkusten) och bortförseln i utlakning uppgår 

till 2-40 kg/ha*år. 

Kalium (K) är betydligt mer aktivt i cirkulationen mellan mark och vegetation 

medförande en dominerande omsättning i markens övre lager. Kalium bortförs till 

stor del genom skörd av gröda och skog men frigörs också lätt vid förnans 

nedbrytning och kan då utlakas. I organiska jordar, bl.a. torvmarker, är 

kaliuminnehållet litet och utlakningen relativt stor. Därför råder ofta brist på K i 

torvmark. Kaliumtillförseln från atmosfären är 0.5-5 kg/ha*år och utlakningen ofta 

några kg/ha*år (2-10) men från lerrika åkerjordar upp till 20 kg/ha*år. 

Kalcium (Ca) och magnesium (Mg) är de två viktigaste tvåvärda baskatjonerna 

och av dem är Ca i regel den som förekommer med högst koncentration. Ofta ökar 

markvattnets Ca- och Mg-koncentrationer med djupet i marken - speciellt gäller 

detta Mg. Relativt sätt blir alltså flödet av Mg större ju längre vattnets uppehållstid 

56

i marken är. Ungefär 70-90% av markvattnets Ca och Mg kommer från vittring 

medan resterande del är från depositionen. Båda ämnena är viktiga för vegetationen 

men omsätts långsammare än K. Transporten genom marken är relativt långsam på 

grund av adsorption till markpartiklarna. Kalcium är ett viktigt ämne för många 

kemiska reaktioner i marken och är den baskatjon som närmast förknippas med 

försurningen även om Mg ofta ligger närmare gränsen för brist. Försurning 

motverkas ju också ofta genom Ca-tillförsel som t.ex. kalk. Kalkning kan även 

förbättra markstukturen och inom jordbruket tillförs vanligen stora mängder Ca. 

Depositionen av Ca är 1-20 kg/ha*år och utlakningen uppgår till 10-20 kg/ha*år 

men kan från kalkrika jordar vara 200-300 kg/ha*år. Bortförseln av Ca genom 

skörd är därtill betydande. 

Magnesium uppträder på likartat sätt som Ca och bildar föreningar med olika 

ämnen (karbonater, sulfater, silikater). Dessa är dock inte lika svårlösliga som Caföreningar. 

I jordar med grova jordarter är Mg relativt lättrörligt men binds ganska 

effektivt i lerjordar genom jonbyte. 

Depositionen av Mg uppgår till 0.1-5 kg/ha*år och utlakningen är 2-12 kg/ha*år 

men ändå högre från åkerjord (lera) på upp till 20 kg/ha*år. Skörd bortför också en 

hel del Mg och kan för skog uppgå till 1-5 kg/ha*år och 10-20 kg/ha*år för 

jordbruksgrödor. 

Metaller; Järn (Fe) , aluminium (Al) och mangan (Mn). Järn, aluminium och 

mangan härrör från jordskorpan och i markprofilen lagras metallerna i oxidform i 

anrikningshorisonterna. I jordar med höga grundvattennivåer kan, som ovan nämnts, 

järn- och manganoxiderna reduceras till tvåvärda järn- och manganjoner som lätt 

lakas ur till avrinnande vatten. 

Under oxiderande betingelser är pH-värdet sådant att det inte inverkar på 

lösligheten av Fe-joner. Järn kan däremot fortfarande, i viss utsträckning, 

transporteras genom marken genom kolloider (små partiklar som rör sig med vattnet) 

bestående av järnoxid bundet till humusämnen. Ofta transporteras också Mn på 

liknande sätt och då i samband med Fe. Då ett järninnehållande grundvatten tränger in 

i jord med reducerande betingelser kan Fe fastläggas som sulfider. Järn förekommer i 

störst koncentration och är mest rörligt i markens övre lager. Depositionen av Fe är 

liten (0.2 kg/ha*år) och utlakningen uppgår till 0.5-1 kg/ha*år. 

Aluminiums löslighet i vattnet är starkt beroende av pH (se s. 53). Vid lägre pH 

(

överallt, vanligen mellan ca 2-10 mg Si / l. I lerjordar kan koncentrationen vara något 

högre. 

Fosfor (P). Fosfor härrör från markmineralen och förekommer som fosfat och i 

organisk eller annan komplexbunden form. Växterna utnyttjar en stor del av den 

tillgängliga fosforn. Vid pH ca 6 är fosforn som minst orörlig. Vid lägre pH 

adsorberas fosfat mycket starkt till Fe- och Al-oxidytor och vid pH > 7 binds fosforn 

upp effektivt på flera sätt, särskilt i kalkrik jord. Fosfatjonen är alltså inte särskilt 

lättrörlig varför läckaget från marken är relativt litet. Fosfor cirkulerar istället med 

stora flöden mellan mark och vegetation, dvs ett stort internflöde. Förluster betingas 

främst av erosion och skörd av gröda. Förlusterna och tillgången på fosfor är särskilt 

små i torvmarker. Utlakning från åkermark är högst 1 kg P/ha*år. Från skogsmark är 

utlakningen 0.01-0.05 kg/ha*år. En osäker uppskattning av fosfordepositionen stannar 

vid 0.1-0.6 kg/ha*år, vilket innebär att fosfor lagras i marken. 

Svavel (S). Markens svavel har sitt ursprung främst från jordskorpan. Den totala 

svavelhalten i fastmark är runt 0.05% men kan nå högre värden i sumpmark med 1- 

2%. En stor del av svavlet är organiskt bundet, ofta så mycket som 60-90%. Svavel 

förekommer i en rad andra föreningar, FeS, H 2 S etc. men uppträder i vattenlösningen 

främst som sulfat (SO 4 ). Sulfatjonen är ganska lättrörlig men viss adsorption kan ske i 

podsolernas rostjordar. Därför har rostjordarnas sulfatkoncentration ökat något till 

följd av den höga atmosfäriska S-depositionen. Detta påverkar dock inte nämnvärt 

sulfatets rörlighet - i de flesta jordar i landet lakas lika mycket ur marksystemet som 

tillförs det genom atmosfärisk deposition och sulfidoxidation. Nuvarande S- 

deposition är 2-30 kg/ha*år och utlakningen från ca 2 till flera hundra kg/ha*år. 

Klor (Cl). Klor finns i mark- och grundvattnet som anjonen klorid. Klorid tillförs 

till stor del med nederbörd och deposition. Haven utgör en stor källa till klorid, vilket 

gör att avståndet dit har stor inverkan på förekomsten. I marken följer Cl vattnet 

relativt väl (fastläggs ej) och påverkas främst av avdunstningen, vilket innebär ökade 

koncentrationer vid stor avgång av vatten. Depositionen av Cl i Sverige varierar 

mellan 1 och 70 kg/ha*år med en utlakning av samma storleksordning eftersom någon 

större frigörelse eller upplagring inte förekommer. 

Transport av mikroorganismer - Bengt Espeby 

Transport av partiklar i suspension är ett annat sätt som grundvattensystemet 

medverkar i spridningen av materia. De partiklar som berörs här är i fraktionen lera, 

dvs i det kollodial storleksintervallet och inkluderar förutom lermineral virus, 

bakterier och aggregerade organiska föreningar (McDowell-Boyer et al, 1986 ) (se 

Figur 25). Dessa partiklar är mycket små. Till exempel har kolloider dimensioner 

mellan 1-1000 nanometer. Bakterier (0.2-5 µm i storlek) och virus (250-20 nm) kan 

vara rörliga i sand och grus som inte innehåller finare fraktioner. Partiklarna i sig kan 

vara föroreningar som i fallet av bakterier och virus, eller föroreningarna kan vara 

spårmetaller, radionukleider eller organiska föreningar som är adsorberade till ler eller 

organiska partiklar. På grund av liten storlek, kan dessa partiklar ha en relativt stor 

ytarea som gör dem till effektiva föroreningssamlare. Om det gäller föroreningar som 

i sig har liten mobilitet i lösning kan detta leda till oväntat höga 

58

föroreningstransporter. Transporten är här mer kontrollerad av fysikaliska och 

kemiska karaktärer hos partiklarna än av själva föroreningens kemiska karaktär. 

>400 µm 

dk-grus 

400-12 µm 

dk-sand 

100-10 µm 

prorozoa 

fungi 

12-0.4 µm 

dk-silt 

5µm-0.2 µm 

bakterier 

500-250nm 

rickettsiae 

chlamydiae 

250-20nm 

virus 

10-1nm 

makromolekyler 

1nm 

molekyler 

Atomer 

10 mm 1 mm 0.1 mm 0.01 mm 0.001 mm 

100 µm 10 µm 1 µm 

1000 nm 100 nm 

10 nm 

1 nm 

100 pm 10 pm 

Figur 25. Jämförelse mellan vanliga mikroorganismer och jordkornstorlekar, 

molekyler och atomer. 

Figure 25. Comparison between ordinary micro-organisms, soil particle sizes, 

molecules, and atoms (from Domenico and Schwartz, 1990). 

Ur föroreningssynpunkt medför parasiter inte någon större risk eftersom de pga sin 

storlek vanligen avskiljs genom filtrering i markens matrix. Bakterier och virus kan 

transporteras med mark- och grundvattnet men i de flesta fallen sker en snabb 

reduktion genom fastläggning till markpartiklarna. Fastläggningen sker snabbast i de 

finkorniga jordarna som har störst materialkontakt med vattenfasen. Andra faktorer 

som styr mikroorganismernas överlevnad i marken är ex. mark och 

vattentemperaturen på platsen. Undersökningar har påvisat att maximal överlevnad 

för vissa salmonellastammar är 2-4 månader och för termostabila colibakterier något 

kortare tid. Virus kan överleva under en betydligt längre tid än indikatorbakterier och 

det är därför svårt att uppskatta livslängden effektivt (SNV, 1990). 

Metaller - Jon Petter Gustafsson 

I opåverkade miljöer återfinns de flesta metaller i mycket låga koncentrationer i 

marklösningen. Koncentrationen styrs i de flesta fall av den befintliga mineralogin, 

samt av mineralens vittringsbenägenhet. I vissa fall har koncentrationerna påverkats 

(oftast höjts) av större industriutsläpp och av markförsurningen. För en översikt av 

regionala variationer och vad dessa beror på hänvisar vi till SNV-rapporterna ”Metal 

concentrations in the mor layer” (Andersson mfl, 1991) och ”Grundvattnets kemi i 

59

Sverige” (Aastrup mfl., 1995), och till delen Berg och Jord i Sveriges Nationalatlas 

(Fredén, 1994). 

Tabell 11 visar typiska ”bakgrundsvärden” för några metaller i marklösningen i 

skogsmarkens humusskikt och i rostjorden, samt den kritiska belastningsgränsen, över 

vilken negativa effekter på markens biologiska processer kan befaras. 

Tabell 11. Typiska ”bakgrundsvärden” för metaller (a) i marklösningen i 

skogsmarkens mårskikt och B-horisont, (b) i mårskiktets fasta fas, samt den kritiska 

belastningsgränsen (KBG) för metaller i mårskiktet. 

Table 11. Typical “reference values” for metals (a) in soil solutions from the forest 

floor and from the B horizon, (b) in the solid phase of the forest floor. Shown is also 

the critical load (KBG) for metals in the forest floor (Tyler, 1992). 

Metall Mår B-horisont a Mår b KBG 

(µg/l) (µg/l) (µg/g) (µg/g) 

Kadmium (Cd) 1.0 1.5 0.71 3.5 

Koppar (Cu) 4.0 1.6 7.05 20 

Bly (Pb) 15 0.9 47.8 150 

Zink (Zn) 91 155 58.2 300 

Kvicksilver (Hg) - 0.245 0.75 

Krom (Cr) 0.9 1.2 2.94 >30 

Nickel (Ni) 2.3 3.9 - - 

a Bergkvist et al., 1989, b Andersson et al., 1991 

För överskådlighetens skull delar vi in de metaller vi behandlar i tre olika grupper: 

Grupp 1. 

Hydroxidbildande metaller. Aluminium och krom(III). Båda dessa metaller bildar lätt 

hydroxokomplex, vilka dominerar då pH > ca 4-5. Hydroxidutfällningar reglerar 

oftast lösligheten över detta pH-värde, och dessas utfällningsjämvikter bör användas 

för att modellera lösligheten. Vid lägre pH styrs lösligheten främst av adsorption (till 

humusämnen eller lermineral). De starka komplexen med organiska ligander gör 

dessutom att metallerna ofta främst transporteras i form av organiska komplex över 

pH 4-5. K D -värdena är nästan alltid > 1000. Då krom förekommer som anjonen 

Cr(VI) blir dock förhållandena väsentligt annorlunda och lösligheten styrs då av 

adsorption till oxider; K D -värdet för Cr(VI) kan variera mellan ca 10 (högre pH, lite 

oxidytor) till ca 1000 (lägre pH, mycket oxidytor). 

Grupp 2. 

Starkt adsorberande metallkatjoner. Koppar och bly. (hit kan också räknas 

kvicksilver). Dessa metaller binds mycket starkt till humusämnen och även till andra 

variabelt laddade ytor p.g.a. att de relativt lätt bildar hydroxokomplex. Lösligheten av 

de fria jonerna är generellt sett mycket låg; metallerna transporteras oftast i form av 

olika komplex (främst organiska komplex). K D -värdena är nästan alltid > 1000. 

Grupp 3. 

60

Medelstarkt adsorberande metallkatjoner. Kadmium, nickel och zink. De här 

metallerna adsorberas i ganska stor utsträckning i marken; dock varierar lösligheten 

starkt som en funktion av pH, förekomsten av humusämnen samt marklösningens 

sammansättning. K D varierar oftast mellan 10 och 1000. 

(Grupp 4.) 

Till en fjärde grupp med svagt adsorberande katjoner kan man räkna alkaliska 

jordartsmetaller, t.ex. kalcium (Ca) och magnesium (Mg), samt ämnen som t.ex. 

kalium (K) och natrium (Na); de två sistnämnda binds nästan uteslutande 

elektrostatiskt genom jonbyte, medan Ca och Mg även bildar svaga ytkomplex till 

organiskt material. Trots den svaga adsorptionen kan K D -värdet för dessa joner ändå 

vara högt, ibland ända upp till flera hundra (dock lägre för Na), framför allt i lerrika 

jordar då pH är högt. 

Grupp 1. Aluminium och krom(III). 

Upplösning av aluminium är ett av de största problemen i samband med försurning av 

vatten då ämnet verkar toxiskt för vattenlevande organismer. I princip kan lösligheten 

av ”fritt” oorganiskt Al (d.v.s. Al 3+ ) i markvattnet i mineraljorden förutses från 

gibbsit-jämvikten och från komplexkonstanterna i systemet Al 3+ , AlOH 2+ , Al(OH) 2 + , 

och Al(OH) 4 - (se kapitlet ”Utfällning”) förutsatt att pH > ca 4.2. Det kan verka 

praktiskt eftersom det är just denna Al-form som är toxisk - andra Al-komplex är 

betydligt mindre toxiska, med undantag för vissa polymera Al-komplex vars 

koncentrationer är svåra att förutsäga. 

Från Figur 26 kan man utläsa hur stor lösligheten av ”fritt” Al blir vid olika pHvärden, 

om temperaturen är 25 o C och om man kan anta att mark- eller grundvattnet 

befinner sig i jämvikt med en Al(OH) 3 -utfällning. Som synes är Al-lösligheten som 

lägst runt pH 6.3, då aktiviteten för löst Al endast är 10 -7.70 M vilket motsvarar en 

koncentration av som minst 0.6 µg/l Al eller något högre, beroende på salthalten. Om 

temperaturen är 8 o C blir bilden något annorlunda vid låga pH-värden är Al-aktiviteten 

då ungefär tio gånger högre, men däremot är den endast ca 10 -8.35 M vid pH 6.8. Vid 

högre pH, då Al(OH) 4 

- 

dominerar, stiger lösligheten långsamt med ökande pH, medan 

den stiger drastiskt med sjunkande pH vid lågt pH, då Al 3+ dominerar. Eftersom Al 

också bildar stabila komplex med organiska ligander och med fluorid blir den totala 

koncentrationen Al i markvattnet högre än för ”fritt” oorganiskt Al. 

61

Figur 26. Logaritmen av Al-aktiviteten som en funktion av pH då ett vatten befinner 

sig i jämvikt med Al(OH) 3 vid 25°C. Den tjocka linjen markerar lösligheten för alla 

Al-species (dvs Al 3+ + AlOH 2+ + Al(OH) 2 

+ 

+ Al(OH) 4 - ) Gäller för log *K s 0 = 8.3 för 

Al(OH) 3 (Gustafsson et al., 1998) och konstanter för Al-hydroxokomplexen enligt 

Nordstrom & May (1989). 

Figure 26. The logarithm of the Al activity as a function of pH when the water is in 

equilibrium with Al(OH) 3 at 25°C. The thick line indicates the solubility of all Al 

species (i.e. Al 3+ + AlOH 2+ + Al(OH) 2 

+ 

+ Al(OH) 4 - ). The lines are valid for log *K s 0 = 

8.3 for Al(OH) 3 (Gustafsson et al., 1998) and for constants of the hydroxo-Al 

complexes according to Nordstrom and May (1989). 

-2 

-2 

-3 

-3 

-4 

-4 

-5 

-5 

log {Al} 

-6 

-7 

log {Al} 

-6 

-7 

-8 

-8 

-9 

-9 

-10 

-10 

4 5 6 7 8 9 

pH 

4 5 6 7 8 9 

pH 

Figur 27. Samma som Figur 26 fast vid 8°C. 

Figure 27. The same as in Figure 26 for 8°C. 

Man får räkna med att resultatet av en uträkning av lösligheten av ”fritt” oorganiskt 

Al med hjälp av ovanstående metod är en halv till en tiopotens osäker, bl.a. eftersom 

jämvikt inte alltid nås i samband med kraftiga regn och/eller snabb avrinning. Detta 

gäller under förutsättning att pH > ca 4.2. Vid lägre pH styrs lösligheten av Al istället 

av komplexbildning till organiskt material. Detta gäller t.ex. i jord med mycket 

organiskt material, som i podsolernas mårlager, men även i sura 

mineraljordshorisonter, t.ex. i områden med hög försurningsbelastning (Skåne, 

Blekinge, Västkusten). 

62

Krom förekommer i två redoxformer, Cr(III) och Cr(VI). Medan Cr(III) är en katjon 

vid lågt pH är Cr(VI) alltid en anjon (CrO 4 2- ). Den trevärda formen (Cr(III)) är mindre 

toxisk än Cr(VI). Cr(III) förväntas dominera i skogsmark. Den lättlösligare Cr(VI)- 

formen kan främst tänkas vara stabil i väldränerade jordar med högt pH, som t.ex. 

vissa jordbruksjordar. I det senare fallet styrs lösligheten av Cr främst av förekomsten 

av oxidytor och karbonater, som adsorberar Cr(VI). 

Utfällning av Cr(OH) 3 kan styra lösligheten av Cr(III) i deponier och i vissa 

förorenade jordar, speciellt om pH är över 5-6. Den maximala lösligheten av ”fritt” 

oorganiskt Cr(III) är endast 10-20 µg/l om pH är över 6.5 vid 25 o C. Hur lösligheten 

för Cr(OH) 3 varierar med temperaturen är inte riktigt klarlagt; det verkar dock som 

om temperaturen är mindre viktig än för aluminium. Om järn förekommer kan 

lösligheten bli lägre eftersom Cr då fälls ut som den mer svårlösliga fasen 

(Cr,Fe)(OH) 3 . Som Tabell 11 visar är Cr-koncentrationerna i regel mycket låga i 

oförorenade skogsjordar. I sådana jordar styrs lösligheten av Cr förmodligen av 

adsorption/komplexbildning till humusämnen, och genom utfällning av (Cr,Fe)(OH) 3 

i skogsmarkens rostjordshorisonter. 

Grupp 2. Koppar och bly (och kvicksilver) 

Fastläggningen av koppar, bly och kvicksilver sker framför allt genom adsorption, 

speciellt genom ytkomplexbildning, till humusämnen, lermineral och Fe/Al-oxider. 

Dock kan utfällningar som t.ex. Cu 2 (OH) 2 CO 3 (malakit), Pb 5 (PO 4 ) 3 Cl (pyromorfit), 

och Hg(OH) 2 (kvicksilverhydroxid) ha viss betydelse vid högt pH (pH > ca 7-8). 

Under permanent reducerande förhållanden fastläggs ämnena mycket effektivt som 

mycket svårlösliga sulfider. Adsorptionen av Cu, Pb och Hg är mycket stark; då 

ämnena förekommer i naturligt eller något förhöjda koncentrationer är K D -värdena 

oftast > 1000 och ibland ännu mycket högre. Ämnena har därför en mycket lång 

omsättningstid i jorden.. 

Eftersom Cu, Pb och Hg lätt komplexeras till organiska ämnen är lösliga 

metallhumuskomplex en viktig transportfas i mark- och grundvatten. Som Figur 28 

visar är en stor del av markvattnets lösta koppar och bly bundet till humusämnen. I 

vissa miljöer, t.ex. i bäckvatten, kan en annan viktig transportfas vara suspenderade 

partiklar, till vilka blyet/kopparn adsorberats. Adsorptionen, och komplexbindningen 

till humusämnen, är pH-beroende, så att lösligheten för de fria katjonerna ökar 

kraftigt med sjunkande pH. I humusrika jordhorisonter där nästan allt Cu, Pb och Hg 

förekommer som metallhumuskomplex varierar den sammanlagda lösligheten (d.v.s. 

lösligheten för både den fria katjonen och för alla komplex) inte lika dramatiskt med 

pH. 

Den mycket effektiva adsorptionen gör att det extra koppar och bly som tillförts 

marken genom atmosfärisk deposition från industriella processer ännu inte nämnvärt 

bidrar till Cu- och Pb-koncentrationerna i avrinnande vatten. Undantagen är (i) 

mycket kraftigt belastade jordar som t.ex. skjutbanor, där de adsorberande ytorna 

ibland nära nog kan mättas, och (ii) jord med mycket låg koncentration adsorberande 

ytor, som t.ex. grova jordar utan humustäcke. I dessa två fall tar det betydligt kortare 

tid innan blyet eller kopparn ”bryter igenom” till avrinnande vatten. 

63

Cu 

2+ 

CuHS 

Cu 

Pb 

2+ 

PbSO 

4 

PbHS 

Pb 

Cd 

2+ + 

CdCl 

CdHS 

Cd 

CdSO 

0 20 40 60 80 100 

% 

4 

Figur 28. Speciering av Cu, Pb och Cd vid pH 5 i markvatten från en skogsjord. 

Koncentrationen av löst organiskt kol var 9.8 mg C/l. CuHS, PbHS och CdHS 

betecknar komplex med humusämnen. Totalkoncentrationerna av Cu, Pb och Cd var 

58 mg/l, 46 mg/l resp. 2.4 mg/l. 

Figure 28. Speciation of Cu, Pb and Cd at pH 5 in a soil water from a forest soil. The 

concentration of dissolved organic carbon was 9.8 mg/l. CuHS and CdHS denote 

complexes with humic substances. The total concentrations of Cu, Pb, and Cd were 58 

mg/l, 46 mg/l and 2.4 mg/l respectively (from Berggren, 1989). 

Grupp 3. Kadmium, zink och nickel 

För kadmium, zink och nickel är adsorption, genom både ytkomplexbildning och 

jonbyte, den typ av fastläggningsmekanism som dominerar. Under omättade 

förhållanden är utfällningar i regel oviktiga, utom vid höga pH-värden (> ca 7-8) då 

Cd kan medfällas med CaCO 3 . Ämnena bildar även svårlösliga sulfider under 

reducerande förhållanden. Kadmium, zink och nickel adsorberas inte lika starkt som 

koppar och bly; K D -värdena ligger oftast mellan 10 och 1000, ibland något högre vid 

högt pH i mycket lerrika jordar och i humusrika horisonter. Det faktum att Cd, Zn och 

Ni adsorberas / komplexbinds i mindre utsträckning till organiskt material jämfört 

med Cu och Pb förklarar varför det oftast är de fria katjonerna, snarare än 

metallhumuskomplex, som dominerar i markvattnet (Figur 28). Lösligheten varierar 

starkt med pH; ju lägre pH desto större löslighet. Detta beror delvis på ökad positiv 

nettoladdning av partikelytorna, vilket leder till ökad elektrostatisk repulsion, men 

också på den ökande förekomsten av konkurrerande Al 3+ i markvattnet. Berggren 

(1992) observerade ett klart positivt samband mellan Cd 2+ och Al 3+ i markvattnet från 

en sur skogsjord. I hans studie varierade kadmiums K D -värde i mineraljorden från ca. 

10 vid pH 3.5 till ca. 90 vid pH 5.0. 

I flera studier har olika varianter av Freundlich-ekvationen (se Tabell 7) använts för 

att modellera lösligheten av Cd, Zn och Ni, med viss framgång. Freundlichekvationen 

är lämplig framför allt vid mycket höga koncentrationer Cd, Zn och Ni, då 

K D -värdet varierar med jämviktskoncentrationen av metallen, och då pH > ca. 5. Det 

64

har visats att variabeln m inte varierar så mycket i jorden; den är oftast mellan ca 0.6- 

0.8. Däremot varierar variabeln a kraftigt som en funktion av: 

1. pH. 

Variabeln a i Freundlichekvationen ökar mycket med ökande pH eftersom 

adsorptionen då ökar i effektivitet. För många jordar gäller att K D -värdet fördubblas 

då pH ökas med 0.5 enheter, se även Tabell 12. 

Tabell 12. K D -värden för Cd i en jord vid olika pH och halt organiskt C vid en 

jämviktskoncentration av [Cd] på 1.0 mg/l. Bakgrundslösningen innehöll 0.005 M 

CaCl 2 . Data från Boekhold & Van der Zee (1992). 

Table 12. K D values for Cd in a soil at different pH and concentrations of organic C 

at a equilibrium concentration of [Cd] at 1.0 mg/l. The background solution 

contained 0.005 M CaCl 2 . Data and model results from Boekhold and Van Der Zee 

(1992). 

pH [Cd] organiskt C K D 

(mg/l) (%) (l/kg) 

5.4 1.0 2.5 63.7 

6.4 1.0 2.5 255 

5.4 1.0 4.0 102 

6.4 1.0 4.0 408 

2. Halt organiskt C. 

I många jordar tycks förekomsten av humusämnen vara den viktigaste styrande 

faktorn för fastläggningen av Cd, Zn och Ni. För kadmium har det visats att 

växtupptaget minskar med ökande halt organiskt C i jorden, vilket rimligen hänger 

ihop med humusämnenas förmåga att begränsa lösligheten av kadmium genom 

jonbyte och/eller ytkomplexbildning. En ökad halt organiskt C medför alltså ett högre 

värde för K D , se Tabell 12. 

3. Jonsammansättning i marklösningen. 

Variabeln a sjunker, som berörts i kapitlet ”Metoder för att utvärdera adsorption”, 

med ökande koncentrationer av andra, konkurrerande, katjoner i marklösningen. 

Speciellt gäller detta för kalcium (Ca 2+ ). Det är ofta också viktigt att ta hänsyn till 

kadmiums komplex med sulfat, klorid och organiska ämnen. 

Temminghoff et al. (1995) undersökte inflytandet på variabeln a för några av 

ovanstående faktorer och kom fram till följande uttryck för kadmiumadsorption i jord 

med hjälp av Freundlichekvationen: 

n = a”{Cd 2+ } 0.85 {H + } -0.69 {Ca 2+ } -0.34 65

där variabeln a” är en funktion av koncentrationen adsorberande ytor i jorden. 

Kadmium- och kalciumaktiviteterna måste relateras till mängden mätbart kadmium 

och kalcium genom aktivitetskorrektion och genom att ta hänsyn till olika komplex. 

Humusämnen 

Alla döda växtdelar bryts ned i naturen av mikroorganismer. Slutprodukterna är 

koldioxid och vatten. I sura, näringsfattiga miljöer, och där mycket av det organiska 

materialet består av ved och barr, är detta dock en process som tar lång tid. 

Humusämnen är mellanprodukterna i denna process. Vi vet fortfarande inte mycket 

om humusämnenas uppbyggnad, förutom att de är högmolekylära och innehåller en 

mängd olika funktionella grupper. En speciell egenskap hos humusämnena är att delar 

av molekylerna är icke-polära, medan andra är polära. De polära delarna domineras av 

karboxylgrupper; det är de negativa laddningarna som uppkommer då grupperna 

dissocierar, som bestämmer polariteten. Vidare har karboxyl- och fenolgrupper, som 

tidigare nämnts, stor förmåga att komplexera metaller. Allt detta gör att 

humusämnenas löslighet varierar på ett ganska komplicerat sätt av: fördelningen 

mellan icke-polära och polära grupper, pH, och koncentrationen av komplexbildande 

metaller. De humusämnen som finns i jordens fasta fas delas traditionellt i flera olika 

grupper: 

Fulvosyror. 

Definieras som humusämnen som är lösliga både i stark syra och i stark bas. De är 

inte särskilt högmolekylära. Det är dessa som utgör det mesta av de humusämnen som 

finns lösliga i markvattnet. De har också mycket stor förmåga att komplexbinda 

metaller 

Humussyror. 

Humusämnen som är lösliga i stark bas men ej i stark syra. De är högmolekylära, 

ganska svårlösliga och har en stor förmåga att komplexbinda metaller. 

Humin. 

Humusämnen som inte alls är lösliga. De har en rätt så liten förmåga att 

komplexbinda metaller, eftersom de har relativt få karboxylgrupper. 

Eftersom humusämnena kan ses som anjoner, och eftersom humusämnenas polaritet 

avtar med sjunkande pH, kan man vänta sig att humusämnenas löslighet minskar med 

sjunkande pH. Det stämmer ofta rätt så bra, framför allt i t.ex. näringsfattiga mårlager. 

I skogsjordarnas B-horisonter däremot observeras ofta ett adsorptionsmaximum vid ca 

pH 5, d.v.s. vid lägre pH-värden stiger lösligheten av humusämnen tvärt emot vad 

man kunde vänta sig. Med stor sannolikhet beror detta på att humusämnena vid pH 5 

är mättade med metaller, framför allt Al. Vid lägre pH-värden kan de Al-organiska 

komplexen brytas upp, och därmed kan humusämnena bli något rörligare trots en 

ökad hydrofobicitet. 

66

Anjoner 

Anjonadsorption sker mestadels till Fe- och Al-oxidytor i rostjord, se också avsnittet 

”Sveriges jordmåner”. Starkt adsorberande anjoner kan dock adsorberas även till vissa 

lermineralytor. Man har funnit att adsorptionsbenägenheten för anjoner kan förutses 

rätt väl från deras syra-bas-egenskaper. Starksyraanjoner som Cl - och NO 3 - adsorberas 

knappast alls i jordar; SO 4 2- adsorberas dock i viss utsträckning i podsolers B- 

horisonter. Svagsyraanjoner som fosfat och arsenat adsorberas däremot mycket starkt. 

Även om biologiska processer är viktiga för en del anjoner, är det illustrativt att som 

för metaller dela in anjonerna i olika grupper efter deras adsorptionsbenägenhet. 

Grupp 1. Starkt adsorberande anjoner. 

Hit räknas fosfat (H 2 PO 4 - / HPO 4 2- ), arsenat (H 2 AsO 4 - / HAsO 4 2-), samt vissa 

spårämnen som molybdat (HMoO 4 - ) och selenit (HSeO 3 - ). Även humusämnenas 

karboxylgrupper fungerar som starkt adsorberande anjoner. Ytkomplexbildning 

dominerar adsorptionen, och anjonerna bildar lätt lösliga komplex med Fe, Al och 

andra metaller. Adsorptionen ökar i styrka med sjunkande pH, men ofta finns ett 

adsorptionsmaximum runt pH 5 eftersom Al-oxidytor löses upp vid lägre pH. För 

fosfat och arsenat är dessutom utfällningar med Al eller Ca tänkbara under vissa 

förhållanden. För fosfat och arsenat är K D -värdena oftast över 1000 i de flesta jordar; 

det är lägre för spårämnena, speciellt i andra jordar än podsoler. 

Grupp 1b. Anjoner med omvänt pH-beroende för adsorptionen. 

Till den här kanske lite märkliga gruppen hör mycket svaga syror som H 2 SiO 3 /HSiO 3 

- 

(kiselsyra), H 3 BO 3 /H 2 BO 3 - (borat), och H 3 AsO 3 /H 2 AsO 3 - (arsenit). Syrorna 

dissocierar först vid pH 9-10. Det betyder att koncentrationen av anjonformerna, och 

därmed adsorptionen, sjunker med sjunkande pH vid normala pH-förhållanden i 

jordar. Adsorberas därför ganska starkt vid pH 7-9, men svagt då pH sjunker under ca 

5. 

Grupp 2. Svagt adsorberande anjoner. 

Hit räknas sulfat, SO 4 2- , och selenat, SeO 4 2- . Adsorption viktigt endast då pH är lågt 

(< 6). I podsolers B-horisonter kan K D -värdet vara över 10; annars är K D < 10. 

Grupp 3. Konservativa anjoner. 

Klorid, Cl - , och nitrat, NO 3 - , adsorberas endast elektrostatiskt och i mycket liten 

omfattning till podsolernas B-horisonter, annars inte alls. I de flesta jordar begränsas 

dock rörligheten hos NO 3 

- 

av näringsupptag. 

Fosfor och arsenik 

Fosfor (P) är ett viktigt näringsämne och därför ett viktigt gödningsmedel i 

jordbruket. Det är även en viktig livsmedelstillsats och förekommer i en rad 

industriella processer. I våra sötvatten är fosfor det näringsämne som ytterst begränsar 

tillväxten. Utläckage av även ganska små mängder fosfor kan därför medföra stora 

effekter på sjöar, med övergödning som följd. 

67

Trots en omfattande användning av P inom jordbruket har problemen med läckage av 

fosfat (H 2 PO 4 - / HPO 4 2- ) till grundvattnet varit blygsamma i Sverige. Det beror på den 

mycket starka adsorptionen av fosfat, vilket medför en mycket lång transporttid i 

marken, och på att växterna mycket effektivt tillgodogör sig fosforn. Eftersom få 

andra anjoner förmår konkurrera med fosfat om tillgängliga adsorptionsytor för 

anjoner krävs i praktiken därför att nästan samtliga tillgängliga ytor är mättade med 

fosfat innan fosfatet börjar röra på sig nedåt i marken med någon större hastighet. 

Dessutom kan svårlösliga utfällningar som hydroxyapatit, Ca 5 (PO 4 ) 3 OH, bildas 

speciellt om jordens pH är ganska högt. Erfarenheter från bl.a. Nederländerna visar 

dock att långvarigt kraftig P-gödsling har lett till klart förhöjda P-koncentrationer i 

grundvattnet, speciellt i grova sandjordar, och därmed till övergödningsproblem. 

De jordar där det finns störst risk för läckage av P till grundvatten är därför a) jordar 

utsatta för mycket kraftig P-belastning, och b) grova eller grunda jordar med små 

mängder Fe- och Al-oxidytor och/eller lermineral. 

I Sverige är än så länge erosion av P-anrikade jordpartiklar från jordbruksmark en 

kvantitativt betydligt viktigare P-källa till avrinnande vatten. En stor del av den 

fosforn är biologiskt svårtillgänglig eftersom den finns i adsorberad form. 

Arsenik (As) är en vanlig förorening i samband med bl.a. träimpregnering och 

gruvdrift. Arsenik är giftigt i höga koncentrationer; gränsvärdet inom EU är 50 µg/l. 

Naturligt är arsenikkoncentrationerna i grund- och ytvatten betydligt lägre, utom på 

ett fåtal ställen i Skelleftefältet och i Bergslagen. Det finns två redoxformer av 

arsenik: arsenat (H 2 AsO 4 - / HAsO 4 2- ) och arsenit (H 3 AsO 3 / H 2 AsO 3 - ). Denna 

redoxjämvikt följer i stort sett järnets, och man kan därför få en uppfattning om vilken 

arsenikform som dominerar om man vet vilken järnform som är stabil; arsenat finns 

där Fe(III) finns, d.v.s. i syrgasrika miljöer, och arsenit finns under anaeroba 

förhållanden samtidigt som Fe(II), se även Xu (1991). 

Arsenat har nästan exakt samma adsorptionsegenskaper som fosfat. Arsenit däremot 

adsorberas betydligt sämre, speciellt vid lågt pH. Risken för läckage av arsenik till 

grundvattnet är alltså störst i jordar som 

- har varit utsatta för mycket kraftig As-belastning 

- är grunda eller grova med små mängder Fe- och Al-oxidytor eller lermineral 

- tidvis eller ständigt har reducerande förhållanden, så att arsenit är stabilt. 

68

Litteratur 

Allison, J.D., Brown, D.S. och Novo-Gradac, K.J. 1991. MINTEQA2 / PRODEFA2. 

A geochemical assessment model for environmental systems. EPA/600/3-91/021 

U.S. Environmental Protection Agency, Athens, GA 30613, USA. 

Andersson, A., Nilsson, Å., och Håkanson, L. 1991. Metal concentrations of the mor 

layer as influenced by deposition and soil parent material. Swedish Environmental 

Protection Agency, Report 3990. SNV, Solna. 

Berggren, D. 1989. Speciation of aluminium, cadmium, copper and lead in humic soil 

solutions - a comparison of the ion exchange column procedure and equilibrium 

dialysis. Intern. J. Environ. Anal. Chem. 35:1-15. 

Berggren, D. 1992. Speciation and mobilization of aluminium and cadmium in 

Podzols and Cambisols of S. Sweden. Water Air Soil Pollut. 62:125-156. 

Bergkvist, B., Folkeson, L. och Berggren, D. 1989. Fluxes of Cu, Zn, Pb, Cd, Cr and 

Ni in temperate forest ecosystems. Water Air Soil Pollut. 47:217-286. 

Bergström, L., 1992. Leaching studies of pesticides in Swedish soils measured in field 

lysimeters. I: F. Führ & R. J. Hance. Lysimeter Studies of the Fate of Pesticides in 

the Soil. BCPC Monograph No 53. 

Boekhold, A.E. och Van Der Zee, S.E.A.T.M. 1992. A scaled sorption model 

validated at the column scale to predict cadmium contents in a spatially variable 

field soil. Soil Sci. 154:105-112. 

Brusseau, M. L. och Rao, P.S.C., 1990, Modeling solute transport in structured soils: 

a review. Geoderma 46,ss 169-192. 

Collin, M., och Rasmusson, A., 1986, Distribution and flow of water in unsaturated 

layered cover material for waste rock, SNV REPOR 3088, 46 sid.+Figurer och 

appendix. 

Concawe, 1979, Protection of groundwater from oil pollution. Report no 379, Den 

Haag. 

Courchesne, F. och Hendershot, W.H. 1989. Sulfate retention in some podzolic soils 

of the southern Laurentians, Quebec. Can. J. Soil Sci. 69:337-350. 

Destouni. G. och Cvetkovic, V., 1989, The effect of heterogenity on large scale solute 

transport in the unsaturated zone. Nordic Hydrology, 20, s. 43-52. 

Destouni, G., 1995, Vattenvägar och materialflöden i marken, Ur: NFR’s årsbok 

1995, “Det evigt vandrande vattnet”, sid. 101-110. 

69

Domenico, P. A. och Schwartz, F. W., 1990. Physical and chemical hydrogeology, 

John Wiley & Sons, New York,. 824 s. 

Dzombak, D.A. och Morel, F.M.M. 1990. Surface complexation modeling. Hydrous 

ferric oxide. John Wiley & Sons, New York. 

Elrick D. E. och Clothier, B. E., 1990, Solute transport and leaching. I: Irrigation of 

Agricultural Crops - Agronomy Monographs No. 30, ss. 93-126. 

Eriksson, J.E. 1990. Factors influencing adsorption and plant uptake of cadmium from 

agricultural soils. PhD dissertation. Reports and Dissertations 4, Department of 

Soil Sciences, Swedish University of Agricultural Sciences, Uppsala. 

Espeby, B., 1989, Water flow in a forested till slope -Field studies and physicalla 

based modelling, Akademsik avhandling, Inst för kulturteknik, Kungliga 

Tekniska Högskolan, 33 sid.+4 särtryck, 

Espeby, B., 1990, Tracing the origin of natural waters in a glacial till slope during 

snowmelt. J. of Hydrol. 118:107-127. 

Espeby, B., 1992, Coupled simulations of water flow from a field-investigated glacial 

till slope using a quasi-two-dimensinal water and heat model with bypass flow. J. 

Hydrol.131:105-132. 

Fetter, C. W., 1992. Contaminant Hydrogeology. MacMillan. 458 sid. 

Fleischer, S., Andréasson, I.-M., Holmgren, G., Joelsson, A., Kindt, T., Rydberg, L. 

och Stibe, L., 1991, Markanvändning-Vattenkvalitet. En studie i Laholmsbuktens 

tillrinningsområde, Länsstyrelsen i Hallands län., Halmstad. 

Fredén, C. (red.), 1994, Berg och jord, Sveriges Nationatlas, Sveriges geologiska 

undersökning, Uppsala, 208 s. 

Greminger, P., 1984, Physikalisch-ökologishe Standortsuntersuchung über den 

Wasserhaushalt im offenen Sickersystem Boden unter Vegetation am Hang. Eidg. 

Anstalt für das forstliche Versuchswesen. Versuchswexen Mitteilungen 60:2, 301 

s. 

Grip, H. och Rodhe, A., 1985, Vattnets väg från regn till bäck, Forskningsrådets 

förlagstjänst, 

Gustafsson, A., 1987, Water discharge and leaching of nitrate, Avhandling Statens 

Lantbruksuniversitet, Avd för vattenvårdslära, Ekohydrologi 22, 17 sid.+ 6 

särtryck. 

Gustafsson, J.P., Lumsdon, D.G. och Simonsson, M., 1998. Aluminium solubility 

characteristics in spodic B horizons containing imogolite-type materials. Clay 

Minerals 33, 77-85. 

Jarsjö, J., Destouni, G. och Yaron, B., 1994. Retention and volatilisation of kerosene: 

Laboratory experiments on glacial an post-glacial soils, J. of Contam. 

Hydrol.17:167-185. 

70

Jarvis, N., 1994, The MACRO Model (Version 3.1). Technical Description and 

Sample Simulations, Dept. of Soil Sciences, Reports and Dissertations, nr 19. 51 

s. 

Jury, W. A. och Flühler, H., 1992, Transport of chemicals through soil: Mechanisms, 

models, and filed applications, Ur Sparks, D. L. (ed.): Advances in Agronomy, vol 

47., Academic Press, s. 141-196. 

Karlsson, S., 1987, Influence of hydrochemical parameters on the mobility and 

redistribution of metals from a mine waste deposit, Akademisk avhandling, Nr 

10. - Universitetet i Linköping, Tema Vatten, 40 sid. + 8 särtryck. 

Keizer, M.G. och Van Riemsdijk, W.H., 1996. ECOSAT. A computer program for the 

calculation of speciation and transport in soil-water systems. Version 4.3. 

Department of Soil Science and Plant Nutrition, Wageningen Agricultural 

University, Wageningen, Netherlands. 

Kemakta, 1995. Ämnens uppträdande i mark och deponier - en 

kunskapssammanställning om processer samt exempel på fem ämnen. Kemakta 

AR 95-08, Naturvårdverkets arbetsmaterial, mars 1995., 31 s. 

KemI, 1995. Försålda kvantiteter av bekämpningsmedel 1995. KemIrapporter, 38 s. 

Knutsson, G. och Morfeldt, C.-O., 1993. Grundvatten - Teori & tillämpning, Svensk 

Byggtjänst, 304 s. 

Kreft, A. och Zuber, A., 1978, On the physical meaning of the dispersion equation 

and its solutions for different initial an d boundary conditions, Chemical 

Engineering Science, Vol. 33, s.1471-1480. 

Lawes J. B., Gilbert, J. H. och Warington, R., 1882. On the amount and composition 

of the rain and drainage waters collected at Rothamsted. William Clowes and 

Sons, London. 

Ledskog, L. och Lundgren, T., 1989, Olje- och kemikalieutsläpp i jord, Statens 

Räddningsverk-Statens Geotekniska Institut, Information 9, 39 sid. 

Lindmark, P., 1991, Kemikaliespridning i mark - Utsläpp av olja i mark -exemplet 

Sörmon i Karlstad kommun, Statens Räddningsverk-Statens Geotekniska Institut, 

Projekt 108, Rapport, 15 sid. 

Lundin, L., 1982, Mark- och grundvatten i moränmark och marktypens betydelse för 

avrinningen. Akademisk avhandling, Naturgeografiska institutionen, Uppsala 

Universitet, UNGI Rapport Nr 56, 216 sid. 

Lundin, L., 1995. Skogslandets vatten. Ur: NFR’s årsbok 1995, “Det evigt vandrande 

vattnet”, sid. 71-82. 

Nordstrom, D.K. och May, H.M., 1989. Aqueous equilibrium data for mononuclear 

species. Ur: ”The environmental chemistry of aluminum” (red. G. Sposito), sid. 

29-53. CRC Press, Boca Raton, Florida. 

Palmer, C. D. och Johnson, R. L., 1989, Physical processes controlling the transport 

of non-aqueous phase liquids in the subsurface. I: Transport and Fate of 

71

Contaminants in the Subsurface. U.S. Envirnmental Protection Agency, Center 

for Environmental Research Information. EPA/625/4-89/019 

Raab, B. och Vedin, H. (red.), 1995, Klimat, sjöar och vattendrag, Sveriges National 

Atlas, SMHI, 176 s. 

Rai, D., Sass, B.M. och Moore, D.A. 1987. Chromium(III) hydrolysis and solubility 

of chromium(III) hydroxide. Inorg. Chem. 26:345-349. 

Rasmusson, A., 1989, Modelling of solute transport in the unsaturated zone - State-ofthe-art, 

SNV REPORT 3592, 65 sid. 

Rodhe, A., 1987, The origin of streamwater traced by oxygen-18. Akademisk 

avhndling, Naturgeografiska institutionen, Uppsala universitet. Rapport serie A 

nr 41, 260 sid. 

Sass, B.M. och Rai, D. 1987. Solubility of amorphous chromium(III)-iron(III) 

hydroxide solid solutions. Inorg. Chem. 26:2228-2232. 

Saxena, R.K., Jarvis, N.J. och Bergström, L., 1994, Interpreting non-steady state 

tracer breakthrough experiments in sand and clay soils using a dual-porosity 

model, J. Hydrol., 162:279-298. 

Schecher, W.D. och McAvoy, D.C., 1994. MINEQL+: A chemical equilibrium 

program for personal computers. Version 3.0. Environmental Research Software, 

Hallowell, Maine. 

Schwarzenbach, R.P., Gschwend, P.M. och Imboden, D., 1993, Environmental 

organic chemistry. Wiley-Interscience, New York. 

Schumacher, W.,1864. Die Physik des Bodens. Berlin 

Selroos, J.-O. (ed.), 1991, Proc. Workshop on Unsaturated zone pollution by 

petrolium products, Dept. of Lan and Water Resources, Report 91:7, 26 sid. 

SNV, 1990, Grundvattentäkter. Skyddsområden - Skyddsföreskrifter. 

Naturvårdsverket Almänna råd 90:15, 110 sid. 

SNV, 1991a, Föroreningstransport i mark och grundvatten, Naturvårdsverket 

Informerar - TemaFakta, 6 sid. 

SNV, 1991b, Undersökning av föroreningars transport i mark och grundvatten med 

hjälp av spridningsmodeller, Naturvårdsverket Informerar - TemaFakta, 8 sid. 

Sposito, G. 1989. The chemistry of soils. Oxford University Press, New York. 

Stumm, W. och Morgan, J.J. 1996. Aquatic Chemistry. 3rd Edition. John Wiley & 

Sons, New York. 

72

Temminghoff, E.J.M., van der Zee, S.E.A.T.M., och de Haan, F.A.M., 1995. 

Speciation and calcium competition effects on cadmium sorption at various pHs. 

Eur. J. Soil Sci. 46, 649-655. 

Tipping, E., 1994. WHAM - a chemical equilibrium model and computer code for 

waters, sediments and soils incorporating a discrete-site/electrostatic model of ionbinding 

by humic substances. Computers and Geosciences 20, 973-1023. 

Troedsson, T. och Nykvist, N., 1973. Marklära och markuppskattning, AW 

Läromedel, Stockholm. 

Tyler, G. 1992. Critical concentrations of heavy metals in the mor horizon of Swedish 

forests. Swedish Environmental Protection Agency, Report 4078. SNV, Solna. 

US Environmental Protection Agency, 1991, Handbook. Groundwater. Volume II. 

Methodology. Office of Research and Development, Center for Environmental 

Research Information. EPA/625/6-90/016b 

Van Reeuwijk, L.P. 1995. Procedures for soil analysis, 5 th Ed. International Soil 

Reference and Information Centre, FAO, P.O. Box 353, 6700 AJ Wageningen, 

Netherlands. 

Wang, E.X., Bormann, F.H. och Benoit, G. 1995. Evidence of complete retention of 

atmospheric lead in the soils of northern hardwood forest ecosystems. Environ. 

Sci. Technol. 29:735-739. 

Xu, H. 1991. Effects of humic substances and pH on the speciation and adsorption of 

cadmium, mercury and arsenic. PhD dissertation, Linköping University, 

Linköping. 

Yong, R.N., Mohamed, A.M.O. och Warkentin, B.P., 1992, Principles of contaminant 

transport in soils, Developments in Geotechnical engineering, 73. Elsivier, 327 s. 

73

TRITA-AMI RAPPORT 3038 

ISSN 1400-1306 

ISRN KTH/AMI/RAPPORT 3000-SE

Vatten och Ã¤mnestransport i den omÃ¤ttade zonen - Kungliga ...

You also want an ePaper? Increase the reach of your titles

Delete template?

Save as template?