Kaasut ja biogeokemian prosessit kallioperässä (KABIO-hanke): Vuosiraportti 2008 Lasse Ahonen ja Ilmo Kukkonen

Geologian tutkimuskeskus Etelä-Suomen yksikkö Y50/2009/29 27.2.2009 Espoo Kaasut ja biogeokemian prosessit kallioperässä (KABIO-hanke): Vuosiraportti 2008 Lasse Ahonen ja Ilmo Kukkonen

GEOLOGIAN TUTKIMUSKESKUS KUVAILULEHTI 27.2.2009 Tekijät Lasse Ahonen ja Ilmo Kukkonen Raportin laji Raportti Valtion ydinjätehuoltorahastolle Toimeksiantaja Kansallinen ydinjätehuollon tutkimusohjelma (KYT2010) Raportin nimi Kaasut ja biogeokemian prosessit kallioperässä (KABIO-hanke): Vuosiraportti 2008 Tiivistelmä Tutkittaessa kiteisen kallioperän käyttämistä ydinjätteen loppusijoitukseen on tärkeää tuntea kallioperässä olevan kalliopohjaveden koostumus, sen sisältämät kaasut ja mahdolliset mikrobit. GTK:n KABIO-hankkeen tavoitteena on kallioperässä esiintyvien kaasujen koostumuksen, alkuperän ja biogeokemiallisten prosessien selvittäminen. Hanke toimii yhteistyössä VTT:n GEOMOL-hankkeen kanssa. KABIO-hanke 2008-2010 tuottaa perustietoa loppusijoituksen turvallisuustutkimuksen tarpeisiin ja laajentaa olemassaolevaa tietopohjaa Outokummun syväreikää ja muita syväreikiä hyödyntämällä. Hankkeen keskeisin tutkimuskohde on 2,5 km syvä GTK:n Outokummun syväreikä, jossa on runsaasti kaasua - pääasiassa metaania - sisältäviä suolaisia kalliopohjavesiä. Mikrobien esiintymisestä syväreiän kallioperässä on jo saatu ensimmäiset alustavat tulokset, mutta kaasun mahdolliset kytkökset mikrobeihin ovat vielä auki. Hanke sisältää laitekehitystä, kaasututkimusta, mineralogian ja kivi-vesivuorovaikutuksen tutkimusta sekä biogeokemian prosessien mallinnusta KABIO-hankkeen tuloksia kaasujen esiintymisestä ja suhteesta mikrobeihin voidaan hyödyntää loppusijoituksen turvallisuustarkasteluissa mm. kapselikorroosioon liittyen. Vuoden 2008 aikana kehitettiin GTK:n letkunäytteenottotekniikkaa yli 1500 m:n syvyysalueelle ja huomioitiin mikrobiologisen tutkimuksen vaatimukset kontaminaation minimoimiseksi. Outokummun syväreiästä otettiin näytteet reikäfluidista 2350 m:n syvyydelle asti. Näytteistä tehtiin laaja ohjelma vesikemiallisia ja isotooppitutkimuksia. Reiän pohjaosan veden suolaisuus on edelleen kasvussa ollen korkeimmillaan pohjassa 48 g/l. Metaanin hiili-isotooppikoostumus (δ D, δ 13 C) on voimakkaasti negatiivinen, mutta ei kuitenkaan vastaa tunnettua biokaasun isotooppikoostumusta. Näytteiden mikrobiologisten tutkimusten tulokset osoittavat, että Outokummun kallioperässä esiintyy mikrobeja. Asiasanat (kohde, menetelmät jne.) Kiteinen kallioperä, kaasut, suolaiset pohjavedet, metaani, mikrobit Maantieteellinen alue (maa, lääni, kunta, kylä, esiintymä) Outokumpu, Itä-Suomi Karttalehdet 4222 10 Muut tiedot Arkistosarjan nimi Kokonaissivumäärä Yksikkö ja vastuualue Etelä-Suomen yksikkö Allekirjoitus/nimen selvennys Ilmo Kukkonen Kieli Suomi Arkistotunnus Y50/2009/29 Hinta Hanketunnus 480 3005 (4162001) Allekirjoitus/nimen selvennys Lasse Ahonen Julkisuus Julkinen

ESIPUHE Tämä raportti on yhteenveto hankkeen Kaasut ja biogeokemian prosessit kallioperässä toiminnasta ja tuloksista vuoden 2008 aikana. Hankkeen rahoitus perustuu Valtion ydinjätehuoltorahaston (VYR) rahoituspäätökseen 2008 GTK:n tekemän hanke-esityksen pohjalta (TEM D.no 11/2008KYT). Tutkimushankkeelle myönnetty VYR-rahoitus vuodelle 2008 on 55 000 ja GTK:n oma rahoitus on 45 000. GTK:ssa hankkeen vetäjänä toimii tutkimusprofessori Ilmo Kukkonen.

Sisällysluettelo Kuvailulehti ESIPUHE 1 JOHDANTO 1 2 HANKKEEN TULOKSET 2 2.1 Laitekehitys ja näytteenotto 2 2.2 Kalliopohjavesi: koostumus ja veden isotoopit 4 2.3 Kaasututkimukset 10 2.4 Mineralogia ja kivi/vesivuorovaikutus 16 2.5 Biogeokemian teoria ja mallinnus 17 3 HANKKEEN JULKAISUT JA TIEDOTTAMINEN 21 3.1 Tieteelliset artikkelit ja konferenssiesitelmät 21 3.2 Lehtikirjoitukset ja muu tiedotus 21 4 MATKAT 21 5 KIRJALLISUUSVIITTEET 22

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 1 1 JOHDANTO Tämä raportti on katsaus hankkeen "Kaasut ja biogeokemian prosessit kallioperässä toiminnasta vuoden 2008 aikana. Hankkeen yleinen tavoite on tutkia syviin kalliopohjavesiin liuenneiden kaasujen koostumusta, alkuperää ja erityisesti kaasujen ja biogeokemian prosessien vuorovaikutussuhteita. Näytteenotto tehdään GTK:n Outokummussa olevasta 2516 m syvästä tutkimusreiästä. Hankkeen tekniset tavoitteet määriteltiin seuraavasti (hanke-esitys 26.10.2007): Tutkimusaihe on tiivistetysti kiteisen kallioperän kaasujen ja niihin liittyvien biogeokemiallisten prosessien tutkimus kalliossa 2500 metrin syvyyteen saakka. Tutkimus jakautuu osa-alueisiin seuraavasti: Laitekehitys Kaasututkimus (koostumus, isotoopit) Mineralogia ja kivi/vesivuorovaikutus Biogeokemian teoria ja mallinnus Laitekehitys on alkuvaiheessa pääpainopistealue, koska tähän saakka paineellisia vesimikrobinäytteitä on otettu Outokummun syväreiästä vain 1500 metrin syvyyteen saakka reikävedestä. Tulevaisuudessa tarkoituksena on toisaalta näytteenotto syvemmältä aina reiän pohjaan saakka ja toisaalta näytteenotto kallion raoista. Laitekehityksessä pyritään yhteistyöhön Posiva Oy:n kanssa (esim. PAVE-näytteenottimen käyttö n. 1500 metriin saakka) ja kehittämään kyseiseen tutkimusreikään oma kiinteä monipuolinen näytteenottolaitteisto. Kaasututkimuksessa on ensimmäisessä vaiheessa otettu reikävedestä kaasunäytteet, joista määritetään kaasufaasin koostumus. Jatkossa menetelmää kehitetään tarkoituksena evakuoida tutkimuspaikalla tunnetusta vesitilavuudesta kaikki kaasu, jolloin saadaan määritetyksi veteen liuenneen kaasun määrä kvantitatiivisesti. Kaasuista (erityisesti metaanista ja korkeammista hiilivedyistä) määritetään erikoistuneissa laboratorioissa (Kanada) hiilen ja vedyn isotooppikoostumukset. Pyritään myös hyödyntämään kansainvälisiä yhteyksiä kuten University of Waterloo, IPTAIteam (Indiana Princeton Tennessee Astrobiology Institute). Vesifaasin ja karbonaatin stabiilit isotoopit ( 2 H, 18 O, 13 C) määritetään GTK:n isotooppilaboratoriossa. Isotooppianalytiikkaa laajennetaan mahdollisesti tutkimuksen edetessä kun kuva odotettavissa olevista tuloksista selkiytyy (esim. heliumin isotooppikoostumus). Mineralogian tutkimuksessa alkuvaiheen pääpaino on SEM-tutkimuksen sisäänajossa suodattimelle jäävän materiaalin tutkimuksessa. Selvitetään mahdollisuuksia analysoida suodattimelle jäävän materiaalin kemiallista koostumusta mikroanalyyttisillä menetelmillä. Mineralogiseen tutkimukseen kuuluu myös rakomineraaliaineksen, erityisesti karbonaattimineraalien ja grafiitin hiili-isotooppien määritys, jota voidaan tehdä kairasydännäytteistä. Pyritään myös varmentamaan havainnot grafiittiin liittyvästä hiilivetyjen esiintymisestä. Biogeokemian mallinnustarkasteluilla pyritään varmentamaan, että tutkimus keskittyy oleellisiin asioihin, ymmärretään tutkittavat prosessit oikein ja pystytään kuvaamaan ja raportoimaan havainnot ja tulokset relevantilla tavalla.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 2 2 HANKKEEN TULOKSET 2.1 Laitekehitys ja näytteenotto Kaasu- ja mikrobinäytteenotto toteutettiin suunnitelman mukaisesti ensin profiilinäytteenottona reikävedestä. Koska näytteenottolaitteiston mikrobiologinen puhtaus ennen näytteenottoa nähtiin erittäin tärkeäksi, päädyttiin koko letkusto (2500 m) uusimaan, samoin kuin liittimet ja venttiilit. Syvien näytteiden pinnalle otossa todettiin, että letkuliittimien täyden paineenkeston saavuttamiseksi on syytä tutkia uusia ratkaisuja. Laitekehityksen kuului myös letkun venymän ja vetolujuuden testaaminen ennen näytteenottoa. Todettiin, että letkuprofiilinäytteenotin on periaateratkaisuna käyttökelpoinen ja toimintavarma. Näytteistä mitatut veden sähkönjohtavuusarvot vastasivat hyvin geofysikaalisessa luotauksessa saatuja arvoja ja reikäveden koostumusvaihtelut näkyvät selvinä vesikemian tuloksissa. Syvyystarkkuudessa on kuitenkin huomattava, että yhtenä näytteenä käsitelty väli on 100 metriä pitkä vesipatsas ja syvyyksissä on huomioitava myös letkun venymä (noin 3% käytetyllä liitinpainolla), joka suurissa syvyyksissä on merkityksellinen. Kriittinen ja edelleen jatkokehittelyä kaipaava näytteenottovaihe on näytteen purkaminen paineellisesta letkusta toisaalta laboratorioon meneviin kaasunäytepulloihin ja toisaalta myös varmistaa, että kaikissa näytteen purkuvaiheissa pystytään toimimaan aseptisesti. Tarvikehankinnoista syntyneet kustannukset ylittävät jossain määrin tutkimussuunnitelmassa arvioidun. Koko kaasutilavuuden parempaa saantoa analyyseihin tulee edelleen kehittää, koska analysointivaiheessa syntyi pulaa näytteistä (jakaminen eri laboratorioihin). Näytteenoton seuraavaan vaiheeseen suunniteltua Posivan PAVE-näytteenottoa, siihen liittyviä teknisiä kysymyksiä ja aikataulua on pohdittu neuvotteluissa Posiva Oy:n ja Lapela Oy:n kanssa ja myös heidän puolellaan on valmisteluja tehty. Outokummun syvästä reiästä otettiin tämän hankkeen puitteissa kesällä 2008 reikävesinäyte letkunäytteenottimella 2300 metrin syvyyteen. Kesällä 2007 oli lisäksi jo otettu vastaava profiilinäyte 1500 metrin syvyyteen. Letkuprofiilinäyte koostuu yhtenäisesti sarjasta 100 metrin syvyysvälejä, jotka otetaan suljettuina ja paineellisina maan pinnalle ja puretaan kentällä eri tutkimustarkoituksiin. Vesinäytteistä tutkitaan veden kemian lisäksi liuenneiden kaasujen kemiallista ja isotooppikoostumusta sekä GEOMOL-hankkeen puitteissa mikrobiologiaa. Outokummun syväreiän kairauksen yhteydessä (2004 2005) tehtiin aina 500 metrin etenemisen jälkeen kattavat geofysikaaliset reikäluotaukset ja yhden tulpan ja reiän pohjan välinen hydraulinen DST-testi (Drill Stem Test), jonka yhteydessä otettiin muodostuman fluidista näyte paineelliseen in-situ näytteenottimeen. Osa fluidinäytteestä siirrettiin paineellisena Posiva Oy:n PAVEsylinteriin ja toimitettiin kaasuanalyysiin, osasta tehtiin veden kemiallisen koostumuksen analyysit. Tehdyistä näytteenotoista saatiin analyysien perusteella hyvin edustava muodostuman fluidinäyte syvyysväliltä 957 997 m, muiden tutkittujen välien näytteet sisälsivät huomattavasti kairausvettä mm sen vuoksi, että testivälin kallion veden tuotto oli vähäinen.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 3 Kairauksen jälkeen syvässä reiässä on tehty geofysikaalisia luotauksia toistetusti. Tulokset osoittavat, että reiän vesi muuttui suolaiseksi varsin nopeasti kairauksen jälkeen ja suolaisuus on mm. veden sähkönjohtavuusmittausten perusteella edelleen kasvussa. Muodostumaveden yhä jatkuva purkautuminen tutkimusreikään tekee siitä erinomaisen kohteen sekä kaasujen että syvän biosfäärin tutkimukselle, koska reikäveden kontaminaation mahdollisuus vähenee. Yhteenveto reiän veden lämpötilasta, suolaisuuden kehittymisestä, rakoilusta, hydrogeologiasta ja litologiasta on esitetty kuvassa 1. Kuva 1. Outokummun syvän reiän veden lämpötila- ja sähkönjohtavuusmittaukset (Sample cond = kentällä vesinäytteestä tehty mittaus, Cond = in-situ luotaus eri aikoina), geofysiikasta tulkitut mahdolliset rakovyöhykkeet (Log data), hydraulisissa testeissä tutkitut vyöhykkeet ja niiden permeabiliteetti sekä kivilajivaihtelut (sininen =kiillegneissi, vihreä = Outokumpumuodostuma, punertava = pegmatiittinen graniitti).

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 4 2.2 Kalliopohjavesi: koostumus ja veden isotoopit Outokummun syväreiän veden suolapitoisuus alkoi kasvaa nopeasti kairauksen jälkeen, mikä havaittiin sähkönjohtavuuden kasvuna geofysiikan luotauksissa. Suolaisuusmuutokset liittyvät mitä ilmeisimmin kallion vettä johtaviin rakovyöhykkeisiin ja kivilajivaihteluun (kuva 1). Hyvin merkittäväksi rakovettä tuottavaksi vyöhykkeeksi on osoittautunut noin 970 metrin syvyydellä sijaitseva rakovyöhyke, josta vesianalyysitulosten perusteella virtaa vettä reiässä ylöspäin ja alaspäin. Kyseisen vyöhykkeen veden TDS-arvo (Total Dissolved Solids) on noin 12 g/l ja sähkönjohtavuus vastaavasti noin 2000 ms/m. Kuvassa 2 on yhteenveto vesinäytteistä laboratoriossa mitatuista sähkönjohtavuuksista (EC) vuosien 2007 ja 2008 näytteenottojen perusteella. Sähkönjohtavuuden arvo 800 1000 metrin syvyysvälillä on pysynyt vakiona ja on hyvin lähellä arvoa, joka mitattiin kyseiseltä syvyydeltä muodostuman fluidista kairauksen yhteydessä. Kaiken kaikkiaan tämän syvyyden yläpuolella veden koostumus näyttää pysyvän hyvin vakiona. Syvemmällä sen sijaan suolaisuus näyttää kasvavan jatkuvasti ja EC-profiilissa on selvästi havaittavissa paikkoja, joissa suolaista vettä edelleen tihkuu kairareikään. Veden sähkönjohtavuus perustuu siihen liuenneiden elektrolyyttien pitoisuuteen, joten luonnollisesti kemiallisesta analyysistä laskettu TDS-arvo korreloi sähkönjohtavuuden kanssa. Reiän pohjaosan suolaisimmissa vesissä TDS-arvo kohoaa 48 grammaan litrassa. Sähkönjohtavuus (ms/m) 7000 6000 5000 4000 3000 2000 1000 0 EC-07 EC-08 TDS 50 40 30 20 10 0 TDS (g/l) 0 500 1000 1500 Syvyys (m) 2000 2500 Kuva 2. Vesinäytteistä laboratoriossa mitatut sähkönjohtavuudet (vuosien 2007 ja 2008 näytteenotot erikseen) sekä veden kokonaissuolapitoisuus syvyyden funktiona.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 5 Tutkitut vedet ovat tyypillisiä kallioperän suolaisia vesiä, joiden pääkomponentit ovat Ca, Na ja Cl. Noin 1300 1500 metrin syvyydellä tavataan magnesium-rikkaan Outokumpu-muodostuman serpentiniitin läheisyydessä myös kohonneita Mg-pitoisuuksia (kuva 3). Ensimmäinen vesinäyte kallion raoista syvyysväliltä 957 997 m vastaa reiässä nyt kyseisellä syvyydellä olevan veden koostumusta. Kyseisen vyöhykkeen alapuolella esiintyy vähemmän suolaista vettä, mikä voi johtua kairauksen huuhteluveden tunkeutumisesta Outokumpu-muodostuman kallion rakoihin. Vuoden 2008 näytteenotossa saadut vesikemian tulokset on esitetty kuvassa 4. Kuten jo sähkönjohtavuusprofiilista oli havaittavissa, on veden suolaisuus 1000 metrin alapuolella edelleen kasvussa, mikä on selvästi havaittavissa vertaamalla veden koostumusta välillä 1000 1500 m. Kuva 3. Veden liuenneet pääkomponentit syvyyden funktiona vuoden 2007 letkunäytteenoton perusteella sekä kairauksen aikaisen vesianalyysi tulos pakkeriväliltä 957-997 m. Pitoisuudet on esitetty varaus-ekvivalentteina molaarisuuksina (z mol/ L, missä z=varaus).

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 6 Cl Ca Mg Na Depth (m) 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000 2100 2200 2300-1000 -500 0 500 1000 Concentrations (meq/l) Kuva 4. Veden liuenneet pääkomponentit syvyyden funktiona vuoden 2008 näytteenoton perusteella. Pitoisuudet on esitetty varaus-ekvivalentteina moolikonsentraatioina (z mol/l). Kentällä mitatut vesien ph-arvot vaihtelevat likimain välillä 8.2 8.8, vaihtelu ei näytä olevan selvästi systemaattista. Ylimmän vesinäytteen poikkeavan korkea ph-arvo (9.8) johtunee reiän yläosan sementoinnista. Myöhemmin samoista vesistä laboratoriossa mitatut ph-arvot ovat systemaattisesti alhaisempia kuin kentällä mitatut ja jopa noin yhden ph-yksikön eroja on havaittavissa. Sama ilmiö on havaittu myös aikaisemmissa Outokummun kalliopohjavesitutkimuksissa sekä esimerkiksi Lupinin kaivoksen ikiroutatutkimuksissa Kanadassa. Ilmiön on arveltu johtuvan mm. ilmakehän hiilidioksidin diffuusiosta näytepullon läpi veteen, mutta toisaalta se näyttää esiintyvän erityisesti metaanirikkaissa suolaisissa vesissä.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 7 Näytteiden hiilidioksiditasapainoja tarkasteltiin geokemiallisen mallinnuksen avulla käyttäen PHREEQC-ohjelmaa ja Pitzer-tietokantaa. Mallinnuslaskuissa lähtöarvoina käytettiin vesien liukoisia pääkomponentteja (Ca, Na, Cl), laboratoriossa mitattua alkaliteettia ja kentällä mitattua ph-arvoa. On huomattava, että vaikka näytteen ph-arvon muuttuminen kuljetuksessa ja säilytyksessä vaikuttaa alkalisten spesiesten jakaumaan, ei se kuitenkaan vaikuta niiden yhteismäärään. Edellä mainituilla lähtöarvoilla laskettiin kyllästymisindeksit kalsiitille ja ilmakehän hiilidioksidille (pitoisuusarvolla 380 ppm). Tulosten perusteella (kuva 5) kaikki näytteet ovat ylikylläisiä kalsiitin suhteen ja alikylläisiä ilmakehän CO 2 -osapaineen suhteen. On kuitenkin huomattava, että reiän alaosan syvyyksissä paine vaikuttaa jo hiilihapon tasapainoreaktioihin, eikä sitä tässä mallinnuksessa voitu ottaa huomioon. Liukoisuustasapainon paineriippuvuus huomioiden kalsiitti ilmeisesti on likimain tasapainoinen faasi noin kahden kilometrin syvyydessä. Kairausnäytteissä kalsiittia on melko vähän eikä etenkään nuorista kalsiiteista ole viitteitä. 3 10 SI (Calcite, Atmospheric CO2) 2 1 0-1 -2 9 8 7 6 5 4 3 2 1 ph, alkalinity (mmol) -3 0 0 500 1000 1500 2000 2500 Depth (m) SI (calcite) SI(CO2,atm) ph Alk Kuva 5. Syvän reiän vesien ph ja alkaliteettiarvot sekä kalsiitille ja ilmakehän hiilidioksidille lasketut kyllästymisindeksit (SI, saturation index) NPT:ssä (1 bar, 25 o C).

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 8 Analyysitulosten perusteella veden rikkipitoisuus on varsin alhainen (kuva 6). Korkean kokonaissuolaisuuden takia sulfaattirikin analyyttinen havaintoraja on korkeahko (10 mg/l). Tämän rajan ylittäviä sulfaattipitoisuuksia on tavattu vain syvyysvälillä 1200 1500 m, missä sulfidipitoinen Outokumpu-assosiaatio voi olla selittävä tekijä. Kokonaisrikki on analysoitu myös edellisestä riippumattomalla menetelmällä (ICP-MS). Tämä analyysitulos viittaa siihen, että vesinäytteissä on rikkiä, mutta varmistusta rikin redox-spesiaatiolle ei ole. Analysoidut kokonaisrikkipitoisuudet ovat noin kymmenkertaiset korkeimpiin analysoituihin sulfaattirikin pitoisuuksiin verrattuna. Tutkitut syvät suolaiset vedet poikkeavat veden stabiilien isotooppien osalta selvästi meteorologisessa kierrossa olevasta vedestä. Kuvassa 7 on yhteenveto reiän vesistä mitatuista O-18 ja H-2 arvoista, jotka sijoittuvat selvästi paikallisen meteorisen veden korrelaatiosuoran (LMWL) yläpuolelle. Syvyyden funktiona tarkastellen (kuva 8) kauimpana meteorisen veden isotooppikoostumuksesta ovat syvyysvälin 700 900 m vedet, kun taas lähimmäksi meteorisen veden linjaa tulevat näytteet syvyysväliltä 1200 1500 m, jossa myös vesikemia viittaa kairausveden aiheuttamaan häiriöön. Ylimmät vedet 500 metrin yläpuolella lähestyvät pintaa kohti tultaessa meteorisen veden isotooppikoostumusta. 100 20 90 Stot SO4 Stot mg/l 80 70 15 SO4 (mg/l) 60 50 0 500 1000 1500 2000 2500 Depth (m) 10 Kuva 6. Reikäveden kokonaisrikki- ja sulfaattipitoisuus syvyyden funktiona. Sulfaattipitoisuus muunnetaan rikkipitoisuudeksi jakamalla kolmella.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 9-60 ODH 08/08 OUTO 09/07-70 LMW L δd (, VSMOW) -80-90 -100-14 -13-12 -11-10 -9 δ 18 O (, VSMOW) Kuva 7. Outokummun syvän reiän vesien H 2 O-isotooppikoostumukset (vuosien 2007 ja 2008 näytteet). Kuvan paikallinen meteorisen veden suora perustuu Kuopion sadantatietoihin (Kortelainen 2007) ja on määritelty seuraavasti: δd = 8.23δ 18 O + 13.47. Kuopion Lieksan havaintojen perusteella kaivovesien keskimääräinen isotooppikoostumus on δd = -98.9, δ 18 O = -13.6. -60-10 D (per mil) -65-70 -75-80 -85-11 -12-13 O-18 (per mil) -90-14 0 500 1000 1500 2000 2500 Depth (m) δd (07) δd (08) δ18o (07) δ18o (08) Kuva 8. Vesien isotooppikoostumuksen vaihtelu syvyyden funktiona.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 10 2.3 Kaasututkimukset 2.3.1 Kaasujen kemiallinen koostumus Veden kaasukoostumuksen vaihtelu on analysoitu syvyysväliltä 100 1500 metriä. Yhteenveto analyysituloksista on esitetty taulukossa 1. Tulokset perustuvat vuoden 2007 letkunäytteenottoon. Taulukossa on myös mukana kaasuanalyysitulos kairauksen aikaisesta näytteenotosta syvyydeltä 957-997, josta fluidifaasi saatiin analyysiin paineellisena. Fluidifaasin analysoitu kokonaiskaasumäärä tässä näytteessä oli 900 ml/l H2O, joten lukuarvot kertovat myös likimain kunkin kaasun pitoisuuden vesilitrassa. Letkunäytteenotossa kaasun kokonaismäärää ei saatu kvantitatiivisesti arvioitua, vaan tulos kertoo ainoastaan kaasufaasin koostumuksen. Erityisesti letkunäytteenoton kaasuanalyyseissä havaitaan korkeahkoja happipitoisuuksia, joiden syytä ei voi varmuudella arvioida muuten kuin että kyseessä täytyy olla ilmakontaminaatio, joko näytteenottoon tai käsittelyyn liittyvä tai hapen diffuusio avoimessa reiässä. Ilmakontaminaatio on hyvin osoitettavissa hapen ja typen pitoisuuksien korrelaation avulla (kuva 9). Jälkimmäiseen voisi viitata hapen määrän väheneminen syvyyden lisääntyessä, mutta se ei aineistossa näy yksiselitteisesti (kuva 10). Kuvat osoittavat, että kaasufaasissa on myös ilmakontaminaatiosta riippumatonta typpeä. Ilmakehän kaasuista CO2- ja Ar-pitoisuudet eivät korreloi happipitoisuuden kanssa, vaan ovat pääasiallisesti luonnollisia kalliopohjavesisysteemin kaasuja. Metaani (kuva 11) ja vetypitoisuudet korreloivat käänteisesti happipitoisuuden kanssa. Taulukko 1. Outokummun syväreiän kaasuanalyysitulokset tilavuusprosentteina. Näytetunnuksen numero vastaa näytesyvyyttä satoina metreinä. Alimmaisena kairauksenaikaisen näytteenoton kaasuanalyysitulos. Näyte He H2 Ar O2 N2 CH4 CO2 Eteeni Etyyni C2H6 Propeeni C3H8 tot OUTO 1 1.5 0.024 0.74 3.9 33 58 <0.003 <0.001 <0.001 0.52 <0.001 0.010 97.7 OUTO 2 1.3 0.007 0.62 12 56 22 0.21 <0.001 <0.001 0.22 <0.001 0.004 92.2 OUTO 4 0.5 0.005 0.79 17 66 13 0.41 <0.001 <0.001 0.13 <0.001 0.003 97.4 OUTO 6 0.35 <0.003 0.68 9.8 45 41 <0.003 <0.001 <0.001 0.47 <0.001 0.010 97.3 OUTO 8 1.1 <0.003 1.0 6.9 38 50 <0.003 <0.001 <0.001 0.51 <0.001 0.011 97.5 OUTO 10 3.1 <0.003 0.3 4.5 40 49 0.019 <0.001 <0.001 0.37 <0.001 0.010 97.3 OUTO 12 0.61 0.003 0.6 10 52 33 0.034 <0.001 <0.001 0.29 <0.001 0.008 96.5 OUTO 14 3.7 0.020 0.7 6.1 38 48 <0.003 0.001 <0.001 0.44 <0.001 0.015 97.0 957-997 m 1.3 0.010 0.3 1.7 32 61 0.043 <0.001 <0.001 0.85 <0.001 0.021 97.6

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 11 70 60 Nitrogen (vol-%) 50 40 30 0 5 10 15 20 Oxygen (vol-%) Kuva 9. Happipitoisuuden ja typpipitoisuuden suhde kaasunäytteissä. Viiva kuvaa ilmakehän hapen ja typen suhdetta.. Conc. (%), Conc. ratio 20 15 10 5 O2 N2/O2 Atmospheric N2/O2 0 0 500 1000 1500 Depth (m) Kuva 10. Hapen pitoisuus ja typpi/happi suhde kaasunäytteissä syvyyden funktiona.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 12 70 60 50 Methane 40 30 20 10 0 0 5 10 15 20 Oxygen Kuva 11. Happipitoisuuden ja metaanipitoisuuden suhde kaasunäytteissä Taulukossa 2 on esitetty kaasujen koostumukset korjattuna ilmakontaminaation suhteen. Korjauksessa ilmakehän kaasujen määrää (N2, Ar, CO2) on vähennetty happipitoisuuden perusteella ilmakehän määräsuhteiden mukaisesti. Kuvassa 12 kaasukoostumukset on esitetty graafisesti syvyyden funktiona. Pääkomponenttien typen ja metaanin pitoisuuksissa ei havaita systemaattista muutosta syvyyden kasvaessa. Metaanin lisäksi hiilivetyinä tavataan kaikissa näytteissä vähäisessä määrin etaania (C2H6) ja propaania (C3H8). Liuennutta hiilidioksidia on ylimmissä näytteissä ja sen väheneminen syvemmällä voi liittyä mikrobiologiseen toimintaan, kun taas helium ja argon edustavat täysin epäorgaanisia kaasufaaseja. Taulukko 2. Näytteiden Kaasukoostumukset (til-%) korjattuna poistamalla ilmakomponentti Depth N2 CH4 H2 C3H8 C2H6 CO2 He Ar 100 23.4 73.3 0.03 0.013 0.66-1.90 0.72 200 32.4 62.4 0.02 0.011 0.62 0.536 3.69 0.25 400 16.9 76.9 0.03 0.018 0.77 2.2472 2.96 0.22 600 17.0 80.9-0.020 0.93-0.69 0.49 800 19.1 77.3-0.017 0.79-1.70 1.07 977 29.2 68.1 0.011 0.023 0.95 0.0447 1.40 0.25 1000 30.7 64.6-0.013 0.49 0.0146 4.09 0.13 1200 30.4 67.4 0.006 0.016 0.59 0.0335 1.25 0.32 1400 22.6 70.6 0.029 0.022 0.65-5.45 0.63

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 13 H2 C3H8 C2H6 CO2 He Ar CH4 N2 100 200 400 Depth (m) 600 800 977 1000 1200 1400 0.01 0.10 1.00 10.00 100.00 Gas component (%) Kuva 12. Kaasukoostumus syvyyden funktiona. 2.3.2 Kaasujen isotooppikoostumus Tämän hankkeen puitteissa aloitettiin liuenneiden kaasujen isotooppitutkimus vuoden 2008 näytteistä. Kaasujen purkuprosessi näyteletkuista ei kuitenkaan vielä toiminut optimaalisesti, joten ei saatu riittävästi kaasua, jotta myös koostumusanalyysit olisi voitu toistaa. Kaasunäytteistä analysoitiin metaanin C-13 ja H-2 isotooppisuhteet, mutta näytettä ei ollut riittävästi bikarbonaatin/co 2 :n C-13 määrityksiin. Metaanien isotooppikoostumukset eri syvyyksiltä on esitetty taulukossa 3. Taulukko 3. Metaanin H-2 ja C-13 isotooppikoostumukset poikkeamina standardeista (VSMOW ja VPDB). Syvyys δ2h δ13c 700-283.0-31.2 900-283.2-29.9 1200-275.9-26.4 1400-279.1-24.3 1600-288.4-24.4 1800-286.9-24.7 2000-281.4-24.5

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 14 Alustavan tarkastelun perusteella kaasujen isotooppikoostumus on samantyyppinen kuin on aikaisemmin havaittu Suomen kallioperässä (mm. Outokummun alue, Sherwood Lollar et al. 1993, 2006). Isotooppikoostumuksen muutos syvyyden kasvaessa on melko vähäistä, mutta mittaustarkkuuden puitteissa selvästi havaittava (kuva 13). Kiteisen kallioperän suolaisissa vesissä esiintyvän metaanin isotooppikoostumusta on tutkittu melko paljon kahden vuosikymmenen aikana erityisesti Kanadassa ja Suomessa. Isotooppikoostumusvaihtelun systematiikan ja mekanismien tulkinta perustuu pitkälti fossiilisten hiilivetyesiintymien tutkimuksessa saatuun tietoon. Kolme metaanin synnyn tärkeää perusmekanismia ovat: 1. Mikrobiologinen käymistie (bacterial fermentation, B F ) 2. Mikrobiologinen CO 2 :n pelkistys (bacterial reduction, B R ) 3. Termogeeninen metaanin muodostus Ensinmainittu on tyypillinen metaanin muodostumistapa esimerkiksi soiden ja järvien pohjassa ( suokaasu ). Näin syntynyt metaani on tyypillisesti isotooppikoostumukseltaan hyvin kevyt ja toisaalta kaasufaasi on suhteellisen puhdas metaani ( dry ). Mikrobiologinen CO 2 :n pelkistys on osin edellisen rinnalla tapahtuva prosessi, jota tapahtuu erityisesti vedyn läsnä ollessa. Hiilidioksidin pelkistys liittyy myös autotrofiseen mikrobiologiseen sulfaatin pelkistykseen. Nämä kaksi mikrobiologista metaanin muodostumisen reittiä tuottavat lopputuotteessa vedyn osalta hieman erilaisen lopputuloksen. Kolmas metaanin isotooppigeokemiassa erotettu mekanismi on termogeeninen metaanin synty. Alun perin tämä käsite perustuu havaintoihin fossiilisista hiili- ja hiilivetyesiintymistä, joissa metaania (maakaasua) syntyy lämpötilan ja paineen kasvaessa hiilivetyjen pilkkoutuessa (krakkaus). Tällöin syntyvä maakaasu on tyypillisesti isotooppikoostumukseltaan selvästi raskaampaa kuin esimerkiksi mikrobiologisesti syntynyt suokaasu ja toisaalta kaasufaasissa on myös runsaammin pitkäketjuisempia alifaattisia hiilivetyjä (etaani, propaani). Kuvassa 14 on esitetty kaavamaisesti näiden eri mekanismien tuottamat isotooppisuhteet erillisinä alueina sekä yhteenveto kiteisen kallioperän metaanien isotooppisuhteiden sijoittumisesta niihin verraten. Outokummun näytteiden sijoittuminen on merkitty numeroilla keltaisella pohjalla. Yleisesti ottaen voi todeta, että nyt tutkitut näytteet poikkeavat erityisesti hiilen isotooppikoostumuksen suhteen tyypillisistä hyvin tunnetulla mikrobiologisella mekanismilla syntyneistä metaaneista. Samoin näytteet sisältävät suhteellisen runsaasti etaania ja propaania puhtaaseen biokaasuun verraten. Toisaalta näytteitä ei voi myöskään isotooppikoostumukseltaan luokitella tyypillisiksi termogeenisiksi kaasuiksi. Myöskään esiintymisympäristö kiteisessä kallioperässä ei viittaa termogeeniseen syntyyn, koska sopivia hiilivetylähteitä ei tunneta.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 15-270 -22-24 -26 D -280-28 C-13 D C-13-30 -290 0 500 1000 1500 2000 2500 syvyys -32 Kuva 13. Metaanin isotooppikoostumuksen muutos syvyyden funktiona. Kuva 14. Outokummun metaanin isotooppikoostumusten sijoittuminen verrattuna aikaisempiin havaintoihin kiteisen kallion metaanin isotooppikoostumuksesta sekä kaavamainen esitys tunnettujen metaanin syntymekanismien tuottamista isotooppikoostumusalueista. Numerot keltaisella pohjalla vastaavat eri näytteenottosyvyyksiä Outokummun reiässä: 1 = 700-900 m; 2 = 1200-1400 m; 3 = 1800-2000 m. Muu isotooppitieto: Stotler et al. 2008.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 16 2.4 Mineralogia ja kivi/vesivuorovaikutus Tällä hetkellä vaikuttaa ilmeiseltä, että syvien suolaisten vesien korkeahkoihin liuenneiden kaasujen pitoisuuksiin on syitä, joita ei vielä hyvin tunneta. Toisaalta melko suurella varmuudella voidaan sanoa, että syvällä kallioperän fluidissa esiintyy mikro-organismeja (kuva 15), jotka tarvitsevat energian lisäksi hiiltä solujen rakennusaineeksi. Hiiltä esiintyy kiteisessä kivessä paitsi fluidifaasin epäorgaanisina muotoina myös kalliossa grafiittina ja karbonaattimineraaleina. Mineralogian ja kivi/vesivuorovaikutuksen tutkimus on siten keskitetty ensimmäiseksi Outokummun syväreiän mustaliuskekerrosten grafiitin ja rakotäytteinä paikoin esiintyvän karbonaatin hiili-isotooppikoostumuksen selvittämiseen. Kirjallisuuden perusteella samanikäisen (~2.0 Ga) eloperäisen aineksen (grafiitin) hiili-isotooppikoostumus (Karhu ja Holland, 1996) on samalla tasolla kuin metaanista v. 2008 analysoitu koostumus. Mikäli grafiitilla ja karbonaatilla on rooli mahdollisissa biogeokemiallisissa prosesseissa, on tärkeää tietää ao. mineraaliaineksen tarkka isotooppikoostumus. Nämä tutkimukset jatkuvat edelleen. Sen lisäksi on aloitettu selvitys siitä, onko mahdollista mitata syväreiän vedessä olevan biomassan hiili-isotooppikoostumus. a) 1000m b) 1000m c) 1500m d) 2350m Kuva 15. SEM-mikroskooppikuvia Outokummun syväreiän fluideista havaituista mikrobeista 1000,1500 and 2350 m syvyydellä. Kuvat: M. Itävaara (VTT, Geomol-hanke) & Kari Lounatmaa Ltd.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 17 2.5 Biogeokemian teoria ja mallinnus Biogeokemian mallinnustarkasteluilla pyritään varmentamaan, että tutkimus keskittyy oleellisiin asioihin, ymmärretään tutkittavat prosessit oikein ja pystytään kuvaamaan ja raportoimaan havainnot ja tulokset relevantilla tavalla. Biogeokemialliset prosessit kiteisessä kallioperässä ovat kiinteästi kytkeytyneet kaasuihin ja kalliopohjavesisysteemin redox-prosesseihin. Kalliopohjavesisysteemin elollinen aines on tämänhetkisen tiedon mukaan pääasiassa yksisoluista: bakteereja, arkkeja ja mikroskooppisia eukaryootteja (Pedersen 2000). Biogeokemiassa tutkitaan niitä kalliopohjavesisysteemin prosesseja, jotka mahdollistavat eliöiden toiminnan ja joihin eliöiden toiminta kalliopohjavesisysteemissä vaikuttaa. Energian saanti ja energian siirtoprosessit ovat keskeinen tutkimuskohde. Termodynamiikan lait pätevät myös biogeokemiassa, energian siirtyminen tapahtuu pääosin elektronien siirymisen välityksellä (Redox) ja eri metaboliat käyttävät eri energialähteitä, joita voivat olla myös tietyt kaasut. Toisaalta kaasut ovat useissa aineenvaihdunnan reaktioketjuissa lopputuotteita. Elollisen luonnon perusedellytykset solujen biologisten prosessien tasolla ovat toisaalta energian saanti ja toisaalta solujen lisääntymisen ja uusiutumisen vaatimien aineiden saanti. Käsitteellä ravinteet ymmärretään toisaalta energiayhdisteitä, toisaalta erilaisten toiminnallisten yhdisteiden synteesissä tarvittavia aineita. Hiili on elollisen luonnon perusrakennusaine, mutta välttämättömiä ovat myös esimerkiksi proteiinien typpi, rikki, fosfori ja monet metallit. Tietyillä metalleilla on erityinen rooli esimerkiksi biokemiallisissa energian siirtoprosesseissa. Seuraavassa keskitytään kuitenkin ainoastaan biogeokemian energiatarkasteluun. Elämän primäärienergianlähteenä ylivoimaisesti tärkein on auringon energia, joka sitoutuu biomassaan fotosynteesissä. Maanpinnan alapuolella, erityisesti syvällä kallioperässä on tarkasteluun otettava myös mahdolliset aurinkoenergiasta täysin riippumattomat energian lähteet. On helposti osoitettavissa useita eri mineraalien ja hapen välisiä, energiaa vapauttavia reaktioita, jotka toimivat mm. kemolitotrofisten organismien energianlähteenä. Ne erotetaan kuitenkin omaksi kokonaisuudekseen, koska niiden hyödyntämä happi on peräisin fotosynteesistä. Täysin auringon energiasta riippumattoman syväbiosfäärin energian saannin täytyy perustua kallioperässä oleviin mineraaleihin tai muihin faaseihin, jotka voivat reagoida energiaa vapauttaen nykyisen ympäristönsä hapettomissa olosuhteissa, eli ne ovat termodynaamisessa mielessä epästabiileja nyky-ympäristössään. Toisaalta niiden on kuitenkin täytynyt olla alkuperäisessä syntymisympäristössään stabiileja, eli syntyneet nykyisestä selvästi poikkeavissa oloissa. Lämpötilan muutos vaikuttaa huomattavasti enemmän tasapainotiloihin kuin paineen muutos.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 18 2.5.1 Fotosynteesi hengitys fermentaatio Pääosa maapallon biogeokemiallisesta energiakierrosta tapahtuu fotosynteettisessä energian varastoinnissa ja energian käytöstä aerobisessa hengityksessä, joka voidaan esittää bruttoreaktiona: 6CO 2 + 6H 2 O = C 6 H 12 O 6 + 6O 2, ΔG o r = 2820 kj/mol (1) Eli yhden glukoosimoolin (n. 180 g) valmistamiseen hiilidioksidista ja vedestä tarvitaan fotonien energiaa lähes 3 megajoulea, joka puolestaan on elollisten prosessien käytössä ja hyödynnetään pääasiassa fotosynteesille käänteisessä hengitysreaktiossa reaktioiden hyötysuhteen puitteissa. Maapallon bioenergian kokonaisvuo on suuruusluokaltaan lähes miljoona TWh vuodessa. Käymisreaktiot (fermentaatio) eivät edellytä ulkopuolista elektronin vastaanottajaa, vaan energiaa vapautuu molekyylien muuttuessa eri hapetustilaisiksi lopputuotteiksi. Tyypillisiä glukoosin käymistuotteita ovat lyhytketjuiset alkoholit ja haihtuvat rasvahapot (VFA, volatile fatty acids). Biologisten prosessien energian siirrossa redox-prosessien merkitys on perustavaa laatua ja elektronien siirtäjinä toimivat ensisijaisesti hydrogenaasi-entsyymit. Fotosynteesi hyödyntää hydrogenaasi-entsyymien pelkistysvoimaa hiilihydraattien synteesissä hiilidioksidista hapen vapautuessa. Käymisreaktioissa taas hydrogenaasi-entsyymit voivat pelkistää hiiliyhdisteitä edelleen (glukoosi => etanoli) tai pelkistää vettä vedyksi, jolloin hiilen yhdisteitä voi vastaavasti hapettua. Vetyä tuottava käymisprosessi tarjoaa mahdollisen ja käyttökelpoisen energialähteen syväbiosfäärille. Käytännössä tehokkaimpaan vedyn tuottoon johtaa voihappokäyminen, jonka bruttoreaktio on: C 6 H 12 O 6 +2H 2 O = C 4 H 8 O 2 + 2HCO - 3 + 2 H 2 (aq) + 2H +, ΔG o r = -144.8 kj/mol (2) Tasapainovakioksi (25ºC) saadaan: Log K = -ΔG o r/rt = +25.37 (3) Glukoosin käyminen voihapoksi on termodynaamisesti suotuisa reaktio ja tarjoaa energialähteen useille anaerobisille mikro-organismeille. Reaktiot etenemistä eivät tuotteet estä ennen kuin hyvin korkeissa vety- ja hiilidioksidipitoisuuksissa. Tämän reaktion mukaisesti yhdestä glukoosimolekyylistä saadaan 2 moolia vetyä. Tietyt anaerobiset mikro-organismit hyödyntävät voihappokäymistä energialähteenään. Vedyn tuotanto voi kuitenkin jatkua pidemmälle kuin edelläolevan stoikiometrian mukaisesti, kun tuotteena on etikkahappo. Vedyntuotanto tehostuu syntrofisissa mikrobipopulaatioissa, joissa eri organismit hyödyntävät tuotteita edelleen pilkkoen rasvahappoja lyhyemmiksi ketjuiksi, esimerkiksi voihapon etikkahapoksi: C 4 H 8 O 2 + 2H 2 O = 2C 2 H 4 O 2 + 2H 2 (aq), ΔG o r = 78.8 kj/mol (4) Yhdistämällä tämä reaktio ja reaktio (2) saadaan summareaktio, jonka mukaisesti yhdestä glukoosimoolista saadaan 4 moolia vetyä. Osareaktio (voihappo => etikkahappo) ei ole energeettisesti edullinen (ΔG o r>0), mutta summareaktio toimii asetogeenisten bakteerien energialähteenä. Syntyvä vety on voimakkaana pelkistimenä merkittävä mahdollinen energialähde syvän biosfäärin anaerobisissa olosuhteissa. Useilla asetogeenisillä mikrobeilla kyky käyttää energianlähteenään vetyä ja pelkistää hiilidioksidi etikkahapoksi: 2CO 2 (aq) + 4H 2 (aq) = C 2 H 4 O 2 (aq) + 2H 2 O, ΔG o r = 134.6 kj/mol (5)

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 19 Vedyn kulutus ja metanogeneesi ovat anaerobisten mikrobien merkittävä energialähde erityisesti maaperässä. Metaania esiintyy tyypillisesti soiden hapettomassa pohjassa ja järvien pohjasedimenteissä anaerobisen mikrobitoiminnan seurauksena. Fotosynteesistä alkavassa biokemiallisessa energian (ja elektronien) siirtoketjussa metanogeneesi voidaan ajatella terminaaliseksi prosessiksi, joka hyödyntää käymisreaktioissa vapautuvaa vetyä. Metaanibakteereille on tyypillistä, että ne pystyvät hyödyntämään hiilidioksidia ja vetyä ainoina energianlähteinään (Thauer et al. 1977): CO 2 (aq) + 4H 2 = CH 4 (aq) + 2H 2 O, ΔG o r = -158 kj/mol (6) Tehokkaan anaerobisen mikrobitoiminnan lopputuotteet ovat metaani ja hiilidioksidi, jotka ovat fossiilisten hiilivetymuodostumien pääasialliset kaasumaiset komponentit C 6 H 12 O 6 = 3CO 2 (aq) + 3CH 4 (aq), ΔG o r = -360 kj/mol (7) Metaani on tehokas energialähde hapellisissa oloissa palaen täydellisesti hiilidioksidiksi ja vedeksi. Hapellisessa pohjavesiympäristössä se toimii vastaavasti metaania hapettavien mikrobien energialähteenä: CH 4 (aq) +2O 2 (aq) = CO 2 (aq) + 2H 2 O (8) Laskemalla yhteen reaktioyhtälöt (7) ja (8) saadaan summaksi yhtälön (1) käänteinen reaktio eli fotosynteesissä sitoutunut energia on käytetty ja systeemi on palautunut alkuperäiselle energiatasolleen, kuten kuvassa 16on esitetty. Termodynamiikan lakien mukaisesti energian kierto ei voi tapahtua reversiibelisti, vaan kaikkiin prosesseihin liittyy energiahäviöitä. Anaerobisten organismien hyötysuhteen on arvioitu olevan suuruusluokkaa 25 50 % (Thauer et al 1977). Syvällä kallioperässä energian saanti on mitä ilmeisimmin hyvin tärkeä mikro-organismien toimintaa säätelevä tekijä ja selviytyvät organismit ovat todennäköisesti sopeutuneet energiatehokkaiksi. Toisaalta edes äärimmäinen energiatehokkuus, hyvin pitkä generaatioaika eikä erilaisten mikrobien käyttämien lepomuotojen hyväksikäyttö riitä yhdessäkään selittämään aktiivisten mikrobien esiintymistä syvällä kallioperässä, mikäli käytössä ei ole auringon energiasta täysin riippumatonta energian lähdettä. Kuva 16. Kaavio energian kierrosta fotosynteesi fermentaation metaanin hapetus syklissä.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 20 2.5.2 Syvän biosfäärin suljettu energian kierto Kuten edeltävästä tarkastelusta ilmenee, ei merkittävää biologista aktiivisuutta syvällä kallioperässä ilmeisestikään voi esiintyä ilman kalliopohjavesisysteemin sisäistä energian lähdettä. Lisäksi happea hyödyntävät kemolitotrofiset prosessit (mm. sulfidien rikin ja raudan hapetus) suljetaan pois tarkastelusta, koska vapaa happi on fotosynteesin tuote. Vetyyn (vedyn hapetukseen) perustuva autotrofinen syväbiosfääri on energeettisesti mahdollinen monien energiansiirtoreittejä hyödyntäen myös hapettomissa oloissa. Biokemialliset vedyn energian hyödyntämismekanismit tunnetaan, samoin kuin lukuisia pelkästään epäorgaanista hiiltä biosynteesissä hyödyntäviä mikro-organismeja. Primääriset vetylähteet kallioperän suhteellisen matalissa lämpötiloissa ovat kuitenkin paljolti hypoteesien varassa. Jatkotutkimuksissa käsitellään niitä tarkemmin, kuten esimerkiksi seuraavia: Serpentiiniytyminen on suhteellisen matalan lämpötilan vetyä tuottava prosessi, joka tosin liittyy tiettyyn kuoressa suhteellisen harvinaiseen kivilajiassosiaatioon. Grafiitti on matalissa lämpötiloissa hapettomissa oloissa hyvin stabiili, mutta lämpötilan kohotessa ns. vesikaasureaktio tulee termodynaamisesti mahdolliseksi: C + H 2 O CO + H 2 Sulfidimineraalit muodostavat geologisissa ympäristöissä merkittävän pelkistyspotentiaalin sijoittuen sähkökemiallisesti myös veden alapuolelle. Teoriassa vesi voi hapettaa tietyt sulfidimineraalit, jolloin vetyä voi kehittyä. Loppusijoitusympäristö tuo kallioympäristöön tiettyjä lisäkomponentteja, joiden mahdolliset vaikutukset on analysoitava systemaattisesti nimenomaan syvän biosfäärin mahdolliset katalyyttiset vaikutukset huomioiden: -Onko radiolyyttisesti dissosioitunut vesi määrällisesti merkittävä veteen energialähde? -Onko loppusijoitustilan rakenteissa mikrobien toiminnalle merkittäviä energialähteitä?

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 21 3 HANKKEEN JULKAISUT JA TIEDOTTAMINEN 3.1 Tieteelliset artikkelit ja konferenssiesitelmät Ahonen, L. Itävaara, M. & Kukkonen, I. 2008. Outokumpu deep borehole: Site for deep biosphere, gas and isotope studies in crystalline rock. Tth International Symposium for Subsurface Microbiology. November 16 21, Shizuoka, Japan. Itävaara, M., Nyyssönen, M., Nousiainen, A., Ahonen, L., Kukkonen, I. 2008. Life in deep bedrock aquifers metagenomics of deep borehole biosphere. Metagenomics 2008. The Annual International Conference on Metagenomics, November 3 7, 2008, University of California. Kukkonen, I. ja Ahonen Lasse, 2008. Kaasut ja biogeokemian prosessit kallioperässä. Esitelmä, KYT2010 Seminaari, 26.9.2008, Helsinki 3.2 Lehtikirjoitukset ja muu tiedotus Syvän biosfäärin tutkimuksesta ja elokuun vesinäytteenotosta tehty dokumentti esitettiin TVdokumentti Luonto lähellä sarjassa (TV1) 15.12. 2008. GTK:lla on ohjelmasta pidempi video-versio. Ilmo Kukkonen (GTK) ja Merja Itävaara (VTT) olivat haastateltavina Suomen Akatemian verkkolehden artikkeliin Elämää kallioperän uumenissa (toim. Paula Böhling). Linkki: http://www.tietysti.fi/fi/t/tiedeuutiset2/tata-tutkimme/elamaa-kallioperan-uumenissa/, 21.10.2008. 4 MATKAT Lasse Ahonen: 7th International Symposium for Subsurface Microbiology. November 16 21, Shizuoka, Japan (osarahoitus). Ilmo Kukkonen ja Lasse Ahonen: Näytteenottomatka Outokumpuun 18.-22.8.2008.

KABIO-hanke, vuosiraportti 2008 22 5 KIRJALLISUUSVIITTEET Bartacek, J., Zabranska, J. & Lens, P.N.L 2007. Developments and constraints in fermentative hydrogen production, Review. Society of Chemical Industry and John Wiley & Sons, Ltd. Biofuels, Bioprod. Bioref. 1:201 214. Karhu, J.A., Holland, H.D., 1996. Carbon isotopes and the rise of atmospheric oxygen. Geology 24, 867-870. Kortelainen, N. 2007. Isotopic fingerprints in surficial waters: Stable isotope methods applied in hydrogeological studies. Geological survey of Finland Nurmi, P. A., Kukkonen, I. T., Lahermo, P. W. 1988. Geochemistry and origin of saline groundwaters in the Fennoscandian Shield. Applied Geochemistry 3 (2), 185-203. Pedersen, K. 2000. Microbial processes in radioactive waste disposal. SKB Technical Report 00-04. Sherwood Lollar, B., Frape, S. K., Fritz, P., Macko, S. A., Welhan, J. A., Blomqvist, R., Lahermo, P. W. 1993. Evidence for bacterially generated hydrocarbon gas in Canadian Shield and Fennoscandian Shield rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta 57 (23-24), 5073-5085. Sherwood Lollar, B., Lacrampe-Couloume, G., Slater, G.F., Ward, J., Moser, D.P., Gihring, T.M., Lin, L.-H., Onstott, T.C., 2006. Unraveling abiogenic and biogenic sources of methane in the Earth s deep subsurface. Chemical Geology 226, 328-339. Stotler, R.L., Frape, S.K., Ruskeeniemi, T., Ahonen, L., Paananen, M., Hobbs, M.Y. & Zhang, M. 2008. Hydrogeochemistry of groundwaters at and below the base of the permafrost at Lupin: Report of phase III. Ontario Power Generation.