Im natürlichen Grundwasser sind stets eine Reihe von Stoffen gelöst. Die Hauptinhaltsstoffe des Grundwassers:
Kationen Natrium, Kalium, Ammonium, Magnesium, Calcium, Mangan, Eisen Anionen Chlorid, Sulfat, Nitrat, Hydrogenkarbonat
Gelöste Gase Kohlendioxid, Sauerstoff, Stickstoff Undissoziierte Stoffe Kieselsäure
Die Konzentrationen der genannten Stoffe liegen im Bereich von mg/l bis g/l. Daneben kön-nen aber auch komplexierte Stoffe und zahlreiche organische Substanzen, z. B. Huminstoffe, im Grundwasser enthalten sein.
Die Löslichkeit der Gase ist umgekehrt proportional zur Temperatur und abhängig vom Salz-gehalt. So enthält beispielsweise sauerstoffgesättigtes Wasser 8 bis 12 mg O2/l. Der tatsächli-che Sauerstoffgehalt wird von dessen Eintrag und Verbrauch (z. B. aerobe Zersetzung organi-scher Stoffe) bestimmt.
Die spezifische elektrische Leitfähigkeit ist ein Maß zur Beurteilung der Gesamtmineralisa-tion einer Wasserprobe. Ihr Zahlenwert in µS/cm bei 20 °C entspricht überschlägig der Ge-samtionenkonzentration in mg/l. Die Erfassung der spezifischen elektrischen Leitfähigkeit ist besonders geeignet, wenn mittels vieler Einzelmessungen die zeitliche oder räumliche Varia-tion anorganischer Wasserinhaltsstoffe ermittelt werden soll, zum Beispiel bei Pumpversu-chen oder Sanierungsmaßnahmen. Größenordnungsmäßig ergeben sich folgende Leitfähig-keiten:
Flüssigkeit Spezifische elektrische Leitfähigkeit (µS/cm) Regenwasser 5 bis 30
Grundwasser > 30 (Mineralwasser) > 1000
Meerwasser 45000 bis 55000
Anthropogene Beeinflussungen wie der Zutritt von Deponiesickerwässern führen zur "Auf-härtung" des Grundwassers. Die Temperatur des Grundwassers in Oberflächennähe ent-spricht etwa dem jährlichen Mittelwert der Lufttemperatur, in Mitteleuropa liegt diese etwa bei 8 bis 12°C. Zeitliche Schwankungen der Grundwassertemperatur sind mit 0,5 bis 1°C in der Regel sehr gering. Stärkere Abweichungen deuten meist auf geringen Flurabstand, rasche Zufuhr von Oberflächenwasser, zum Beispiel in Kluft- oder Karstgrundwasserleitern, oder menschlichen Einfluß hin. Bedingt durch den Einfluß der Erdoberfläche und des Wetters, als auch durch den Zustrom warmer Tiefenwässer oder kalter Oberflächenwässer kommt es zu Temperaturschichtungen.
Bei geochemischen Reaktionen in aquatischen Systemen sind Säure-Base Reaktionen, Re-dox-Reaktionen, Lösungs-/Fällungsreaktionen, Sorption/Desorption, Gas-Wasser-Reaktionen sowie Komplexe und Ionenpaare bestimmend. Diese Reaktionen sind (besonders bei Scha-densfällen mit organischen Substanzen) auch durch mikrobiologische Prozesse bedingt.
Bei Sauerstoffmangel können anaerobe Fäulnisvorgänge bis hin zur Bildung von Schwefel-wasserstoff einsetzen. Das heißt, Wässer in Sedimenten mit hohen Anteilen organischer Sub-stanz enthalten kaum freien Sauerstoff. Bei Anwesenheit von Sauerstoff kommt es umgekehrt zum Abbau der Organik und z. B. zur Oxidation von Eisen und Mangan und deren Ausfällung als Hydroxide.
Während der Bodenpassage wird Wasser mit Kohlensäure angereichert. In natürlichen Wäs-sern besteht ein Gleichgewichtssystem der Kohlensäure und ihrer Ionen. Dieses kann durch die Verteilung von CO2, HCO3- und CO32- bei unterschiedlichen pH-Werten beschrieben wer-den.
Der pH-Wert beeinflußt die Löslichkeit vieler Elemente und Verbindungen, vor allem der Carbonate. Im Kalk-Kohlensäure-Gleichgewicht wird mit dem "Sättigungsindex" oder der
"Pufferkapazität" beschrieben, ob ein Wasser kalkaggressiv ist, oder ob es Kalkabscheidung-stendenz besitzt. Zu Lösung oder Ausfällung kommt es bei der Bewegung in der ungesättigten Zone und im Aquifer, beispielsweise bei der Mischung verschiedener Grundwässer, oder im Zuge der Wasseraufbereitung. Neben der Kohlensäure sind auch organische Säuren und Schwefelsäure (z.B. aus der Verwitterung von Pyrit und anderen Sulfiden) bedeutsam.
Mit dem Redoxpotential (EH-Wert in V oder pε-Wert) wird die elektrische Potentialdifferenz zwischen einer betrachteten Wasserprobe und der sogenannten Normal-Wasserstoffelektrode beschrieben. In einem reduzierenden Milieu liegen im Stabilitätsbereich von Fe II-Wässer mit pH-Werten unter 8,2 und EH-Werten zwischen 0,8 und -0,3 V vor. Unterschiedliche Mi-lieus können in unmittelbarer Nachbarschaft zueinander auftreten. So bildet sich beispielswei-se in geringdurchlässigen Sedimenten oder gar in einzelnen Poren mit Anteilen organischer Substanz unter Sauerstoffzehrung ein anaerobes Milieu aus. In einem benachbarten Kieskör-per kann gleichzeitig sauerstoffreiches Wasser für ein aerobes und somit oxidierendes Milieu sorgen. Organische Substanz ist wohl das wichtigste Reduktionsmittel in natürlichen Syste-men.
Auslöser von hohen bzw. niedrigen Redoxpotentialen (DVWK Schriften, 1982):
Hohe Redoxpotentiale Niedrige Redoxpotentiale Gelöster Sauerstoff Organische Verbindungen
Nitrat Ammonium
Sulfat (bedingt) Hydrogensulfid Eisen-II
Mangan-II
Infolge von Oxidations-Reduktionsprozessen (die immer gekoppelt sind) kann sich das Re-doxpotential im Grundwasser verschieben. Das ReRe-doxpotential bestimmt mit dem pH-Wert (Hydrolysegleichgewicht) die Stabilitätsbereiche von Metallionen, die in verschiedenen Oxidationsstufen vorkommen (zu Schwermetallen siehe Kapitel 2.2 und 2.4). Diese Stabili-tätsbereiche von Ionen und Mineralphasen lassen sich in EH/pH-Diagrammen darstellen. Ein solches (POURBAIX-) Diagramm gibt Auskunft darüber, bei welchem pH-Wert und unter welcher Spannung feste oder gelöste Phasen stabil sind.
Als Beispiel hierfür sei ein Diagramm für Eisen unter der Anwesenheit von Sulfat- und Hy-drogenkarbonationen hervorgehoben. Das Eisen tritt bei niedrigem EH-Wert (reduzierte Be-dingungen) als gut lösliches Eisen-II (Fe2+) auf. Bei Erhöhung von EH, oder pH wird es zum
zeigt die Stabilitätsfelder für Eisen. Eisenbakterien sind in einem breiten Milieubereich aktiv (KUNTZE, 1978), was besonders bei Sanierungsbrunnen und -Dränagen durch zumindest regelmäßige Inspektion berücksichtigt werden muß.
Die exakte Messung des Redoxpotentiales ist aufwendig und muß vor Ort durchgeführt wer-den. Es besteht die Möglichkeit, über Laboranalysen entsprechend entnommener und konser-vierter Proben das Milieu abzuschätzen oder über pH-Wert, Temperatur und Ionengehalte das Redoxpotential zu berechnen.
Abb. 2.1-15 Stabilitätsfelder im System Fe-H-O-C-S bei 25° und 101.324 kPa
Entscheidend für die Stabilitäten sind die gegebenen Randbedingungen von Druck, Tempera-tur und Lösungsgenossen. Diese können nie allumfassend in einem Diagramm dargestellt werden. Geochemische Rechenmodelle helfen bei der Beschreibung von Zuständen und Pro-zessen in aquatischen Systemen. Die Modellierung erfolgt auf Basis der Gleichgewichts-Thermodymanik. Die Qualität der Ergebnisse ist über die sehr umfassend benötigten Daten-grundlagen bestimmt. Modelle (wie beispielsweise PHREEQE: DVWK-Schriften 100, 1992) tragen zum Verständnis des Schwermetalltransports bei.
Umfangreiche Erklärungen, Grundlagen und weiterführende Literatur zur Wasserchemie oder zur Hydrochemie der Grundwässer sowie zum Stofftransport und zur Grundwasserbeprobung finden sich in: DIN 4021; Matthess 1990b; NIELSEN, 1991. Von den DVWK-Schriften seien hier noch die Bände Nr. 58, 80, 83, 98 und 104 und die DVWK-Regeln 128/1992 hervorge-hoben.