Тектонически

Nature Communications, том 13, номер статьи: 4529 (2022) Ссылаться на эту статью

5234 Доступа

4 цитаты

262 Альтметрика

Подробности о метриках

Геномные реконструкции общего предка всей жизни выявили гены, участвующие в круговороте H2O2 и O2. Альтернативой, которую обычно считают артефактом латерального переноса генов после развития кислородного фотосинтеза, является геологический источник H2O2 и O2 на ранней Земле. Здесь мы показываем, что в бескислородных условиях высокие концентрации H2O2 могут выделяться из дефектов измельченных силикатных пород при добавлении воды и нагревании до температур, близких к температуре кипения, но мало выделяется при температурах <80 °C. Это температурное окно перекрывает диапазоны роста эволюционных древних теплолюбивых и кислорододышащих бактерий и архей вблизи корня Вселенского Древа Жизни. Мы предполагаем, что термическая активация дефектов минеральной поверхности во время геологических разломов и связанных с ними напряжений в земной коре была источником окислителей, которые способствовали развитию (био)геохимии горячих разломов, где впервые возникла жизнь.

Исследования, прослеживающие общие гены архей и бактерий до последнего универсального общего предка (LUCA), пришли к выводу, что он был термофилом или гипертермофилом («любил погорячее»), автотрофным (фиксировал CO2) и зависел от H21. Однако одной противоречивой особенностью предполагаемого генома LUCA было наличие генов, отвечающих за круговорот O2 и H2O21,2, несмотря на то, что модели УФ-фотохимических реакций в архейской атмосфере предполагают, что в поверхностных водах на планете могут присутствовать лишь следы (нМ диапазона) H2O2. ранняя Земля3. Поэтому присутствие этих генов кислородного цикла обычно объясняется как артефакт более поздней эволюции фотосинтетического кислорода и последующих множественных событий латерального переноса генов1. Однако альтернатива заключается в том, что в архее до развития кислородного фотосинтеза существовал дополнительный, более существенный геологический источник H2O2 и O24,5,6.

Одним из потенциальных геологических источников H2O2 является разрыв прочных ковалентных связей (≡Si-O-Si≡) во время дробления силикатных пород (катаклаз), в результате которого образуется равное количество свободных радикалов на поверхности минералов Si• и SiO•. Si• относительно лабильны и реагируют с водой с образованием газообразного H2 в течение часов или недель и более при температуре 0 °C и выше7,8 (уравнения (1) и (2); дополнительный рисунок 1).

Напротив, было показано, что SiO• с более окисленным O-, чем O2-, относительно нереакционноспособен до гораздо более высоких температур, когда они могут предотвратить образование H2 посредством реакции с предшественником H• (уравнение (3))7. Однако недавнее исследование показало, что некоторая реакция SiO• на поверхности измельченного кварца возможна и при комнатной температуре5. Важно отметить, что если SiO• может избежать реакции с H• (уравнение 3), то они могут вступить в реакцию с водой с образованием H2O26,9 (уравнения (4) и (5); дополнительный рисунок 1).

Вторым геологическим источником H2O2 являются ранее существовавшие внутрикристаллические окисленные дефекты (пероксимостики Si–O–O–Si) в силикатных породах. Они образуются во время охлаждения и кристаллизации магмы, когда небольшие количества воды включаются в кристаллические структуры магматических силикатных минералов в виде гидроксильных групп10. Водород гидроксильной группы может высвобождаться в виде H• с образованием H2 (уравнение (2)), который может диффундировать из минералов. Напротив, оставшийся SiO• может соединяться с соседним SiO•, образуя стабильные пероксидные мостики. Дополнительные пероксидные мостики могут образовываться с течением времени в результате α-отдачи от α-излучения, испускаемого радионуклидами, такими как U и Th, сконцентрированными в определенных минералах11. Под воздействием одноосного напряжения (например, из-за тектонических сил в земной коре) эти пероксидные мостики могут разрушаться и мигрировать через минеральные кристаллические структуры, реформируя SiO• на минеральных поверхностях6 (уравнение (6)).

Было высказано предположение, что пероксидные связи могли быть источником H2O2 в недрах до появления фотосинтеза6. Было также высказано предположение, что абразия минералов, вызванная ручьями, реками и океанами, могла образовать SiO• и расщепить пероксидные связи на сломанных силикатных поверхностях на поверхности ранней Земли, возможно, генерируя достаточное количество H2O2, чтобы предки современных цианобактерий могли использовать H2O2. вместо H2O в качестве переходного донора электронов для стимулирования эволюции кислородного фотосинтеза5.

220 °C resulting in the reaction of H• with SiO• (Eq. (3)), preventing H2 formation./p>1 h SiO• were reactive at 121 °C resulting in reduced H2 generation (Fig. 1; Eq. (3)). This also suggests the further potential for SiO• to generate oxidants within the upper thermal limit of microbial growth (≤122 °C)12. To test this further, we carried out additional experiments crushing not only granite (a common rock in the continental crust since the Precambrian) but also basalt and peridotite (representing oceanic crust). The mineralogical compositions of the three rock types are given in Supplementary Fig. 2. As before, all crushing and manipulations were carried out under N2, but using a more focused range of continuous incubation temperatures (60 °C, 80 °C, 104 °C, and 121 °C), and measuring oxidants (H2O2 and •OH) in addition to H2./p> 0.05) correlation between Fe2+ and H2 (R2 values ranging from 0.14 to 0.17; Supplementary Fig. 6). After a week, all three rocks produced significant H2 above blanks at 60 °C and granite and peridotite produced significant H2 at 80 °C (Mann-Whitney U: P < 0.05; Fig. 2). All rocks produced insignificant H2 at 104 °C (Mann-Whitney U: P < 0.05; Fig. 3) suggesting that SiO• were primarily reacting between 80 and 104 °C. The significant decrease in H2 production at 104 °C (ANOVA: F2,24 = 6.408, P = 0.006; LSD: P = 0.005 and P = 0.005) coincided with significantly higher H2O2 production (ANOVA: F2,24 = 6.475, P = 0.006) compared to 60 °C (LSD: P = 0.004) and 80 °C (LSD: P = 0.005). Wavelength-dependent absorption spectra of the coloured complex used to detect H2O2 in our analyses were a near identical match to those measured in H2O2 standards of a comparable concentration (Supplementary Fig. 7), and to prior published wavelength scans from the original method15. This gives confidence that our H2O2 analyses were not an artefact of another compound interfering at the same wavelength of analysis. In contrast, no detectable •OH was measured (T-test: t32.233 = 1.46, P = 0.154), consistent with its role as a highly reactive intermediary. There was a clear trend showing the inhibition of H2 production at 104 °C, coinciding with the enhanced production of H2O2 (Figs. 3, 4; Supplementary Fig. 8). Granite, peridotite, and basalt generated means of 0.70, 3.44 and 1.13 μmol g−1 H2O2, respectively, after 1 week at 104 °C (equivalent to 171, 836, and 299 μM). The presence of detectable concentrations of H2 and H2O2 in blank vials (water without crushed rock) (Supplementary Fig. 9) is consistent with the presence of preexisting Si•, SiO• and SiOO• defects within the borosilicate glass, as previously demonstrated in electron paramagnetic resonance studies of amorphous silica16,17,18. Additional surface Si• and SiO• defects may have been generated during the preparatory furnacing of our experimental vials (Methods) during the dehydroxylation of the glass surfaces19. In the presence of oxygen in air, Si• can be readily converted at room temperature to reactive superoxides (SiOO•)7,20 (Eqs. (7)–(9)) which can then react with water to generate H2O27,20./p> basalt > granite) in our experiments are broadly consistent with this order, since the dominant minerals in granite such as quartz and feldspars (tectosilicates) have greater numbers of tetrahedra sharing corners than the pyroxenes, amphiboles (inosilicates) and olivine (nesosilicates) present within the basalt and peridotite samples (Supplementary Fig. 2). However, during the cleavage of silicate bonds an equal number of Si• to SiO• are generated. At 104 °C, SiO• might therefore be expected to quantitatively react with an equivalent number of moles of H• generated from Si• (Eq. (3)) negating the potential for H2O2 generation7. An exception to this would be if there had been a significant prior reaction of Si• with water (either adsorbed on surfaces or released from mineral crystal structures7; Supplementary Fig. 10) to form H2 during grinding in the ball mill, leading to an excess of SiO• over Si•. However, H2 generated within the ball mill (Supplementary Fig. 11) accounted for only 0.4–3.4% of the excess oxidant generated after 1 week at 104 °C (Supplementary Figs. 12, 13)./p>80 °C, and extends these conclusions to a longer timescale (several months versus 1 week in our experiments)./p>90 °C (Fig. 2) will instead dominantly be used to negate mechanochemical H2 production (Eq. (3); Fig. 4)./p>1 week before milling. The rock fragments (45 g) were then crushed in a gastight stainless steel-encased agate ball mill within a Fritsch P6 Planetary Ball Mill8. The agate ball mill was cleaned twice by milling with pure quartz and once with the rock to be used in experiments for two minutes each at 500 rpm, before crushing the experimental rock sample. Prior to crushing, the agate mortar of the ball mill was sealed with a gastight agate lid containing a viton o-ring, enclosed within a custom-made stainless steel triaxial clamping system. The ball mill was then vacuumed and flushed with N2 for seven cycles before equilibrating the N2 headspace to atmospheric pressure using a gastight syringe8. Each milling was performed at 500 rpm (g-force: 34 g) for 30 min8. The ball mill was then transferred and opened within a glove bag filled and continually flushed with 5.0 grade N2 (<10 ppm O2). The O2 within the glove bag was also confirmed to be <0.1% O2 via a Presens optical O2 sensor. 2 g (1.937–2.048 g) sub-fractions were then transferred into 10 mL borosilicate serum vials (previously autoclaved, bathed in 10% HCl for 2 h, rinsed in 18.2 MΩ cm−1 water, and furnaced at 500 °C for 4 h). Vials were sealed with thick butyl rubber stoppers (previously autoclaved at 121 °C for 30 min, boiled in 1 M NaOH for 1 h8, rinsed in 18.2 MΩ cm−1 water, and dried at 60 °C), and crimp sealed. The remaining rock powder was stored at room temperature in a sealed plastic tub for grain size analysis. The blank controls were treated identically but with the omission of the rock powder. The vials were then flushed with N2 for two minutes each to remove any trace oxygen and then equilibrated to 1 atm 8./p>1000 ppm) by the TCD detector. Samples were calibrated to certified (±2%) standards of concentrations 10, 100 or 20,000 ppm. The coefficient of variation of GC-SRI standards were 5.37%, 8.20% and 5.88% for 10, 100 and 20,000 ppm, respectively. The detection limit for H2 was 0.2 nmol g−1./p>

Новости