Tectoniquement | Groupe de pots du moulin de Huizhou

Nature Communications volume 13, Numéro d'article : 4529 (2022) Citer cet article

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Les reconstructions génomiques de l'ancêtre commun à toute vie ont identifié des gènes impliqués dans le cycle du H2O2 et de l'O2. Généralement rejetée comme un artefact de transfert latéral de gènes après l’évolution de la photosynthèse oxygénée, une alternative est une source géologique de H2O2 et d’O2 sur la Terre primitive. Nous montrons ici que, dans des conditions sans oxygène, de fortes concentrations de H2O2 peuvent être libérées par des défauts sur des roches silicatées concassées lorsque de l'eau est ajoutée et chauffée à des températures proches du point d'ébullition, mais peu sont libérées à des températures <80 °C. Cette fenêtre de température chevauche les plages de croissance d’anciennes bactéries et archées évolutives aimant la chaleur et respirant l’oxygène, près de la racine de l’Arbre de Vie Universel. Nous proposons que l'activation thermique des défauts de surface minérale lors des mouvements de failles géologiques et les contraintes associées dans la croûte terrestre étaient une source d'oxydants qui ont contribué à la (bio)géochimie des fractures chaudes où la vie a évolué pour la première fois.

Des études retraçant les gènes communs des archées et des bactéries jusqu'à un dernier ancêtre commun universel (LUCA) ont conclu qu'il s'agissait d'un thermophile ou d'un hyperthermophile (« aimait ça chaud »), autotrophe (fixe du CO2) et dépendant du H21. Cependant, une caractéristique contradictoire du génome déduit de LUCA est la présence de gènes responsables du cycle de l'O2 et du H2O21,2, malgré les modèles de réactions photochimiques UV dans l'atmosphère archéenne suggérant que seules des traces (gamme nM) de H2O2 seraient présentes dans les eaux de surface sur la Terre primitive3. La présence de ces gènes du cycle de l’oxygène a donc été communément expliquée comme un artefact de l’évolution ultérieure de l’oxygène photosynthétique et des multiples événements de transfert de gènes latéraux ultérieurs1. Cependant, une alternative est qu’il existait une source géologique supplémentaire plus importante de H2O2 et d’O2 à l’Archéen avant l’évolution de la photosynthèse oxygénée4,5,6.

Une source géologique potentielle de H2O2 est la rupture de fortes liaisons covalentes (≡Si-O-Si≡) lors du concassage de roches silicatées (cataclase), qui produit un nombre égal de sites de radicaux libres à la surface des minéraux Si• et SiO•. Les Si• sont relativement labiles et réagissent avec l'eau pour générer du gaz H2 pendant des heures à une semaine ou plus à 0 ° C et au-dessus7,8 (équations (1) et (2); Fig. 1 supplémentaire).

En revanche, SiO•, avec un O− plus oxydé que O2−, s'est avéré relativement peu réactif jusqu'à des températures beaucoup plus élevées où ils peuvent empêcher la formation de H2 via une réaction avec le précurseur H• (équation (3))7. Une étude récente suggère toutefois qu'une certaine réaction du SiO• sur les surfaces de quartz broyé pourrait être possible à température ambiante5. Il est important de noter que si SiO• peut échapper à la réaction avec H• (équation 3), alors il a le potentiel de réagir avec l'eau pour générer H2O26,9 (équations (4) et (5) ; figure 1 supplémentaire).

Une deuxième source géologique de H2O2 provient de défauts oxydés intracristallins préexistants (ponts peroxy, Si – O – O – Si) dans les roches silicatées. Ceux-ci se forment lors du refroidissement et de la cristallisation des magmas, où de petites quantités d’eau s’incorporent dans les structures cristallines des minéraux silicatés ignés sous forme de groupes hydroxyles10. L'hydrogène du groupe hydroxyle peut être libéré sous forme de H• pour former H2 (équation (2)) qui peut se diffuser hors des minéraux. En revanche, le SiO• restant peut s'associer avec le SiO• adjacent pour former des ponts peroxy stables. Des ponts peroxy supplémentaires peuvent être générés au fil du temps via le recul α du rayonnement α émis par des radionucléides tels que l'U et le Th concentrés dans certains minéraux11. Lorsqu'ils sont soumis à des contraintes uniaxiales (par exemple par des forces tectoniques dans la croûte), ces ponts peroxy peuvent se briser et migrer à travers les structures cristallines minérales, reformant SiO• sur les surfaces minérales6 (équation (6)).

Il a été proposé que les liaisons peroxy auraient pu être une source de H2O2 dans le sous-sol avant l'évolution de la photosynthèse6. Il a en outre été suggéré que l'abrasion minérale alimentée par les ruisseaux, les rivières et les océans aurait généré du SiO• et clivé des liaisons peroxy sur les surfaces fracturées de silicate à la surface de la Terre primitive, générant peut-être suffisamment de H2O2 pour que les ancêtres des cyanobactéries modernes puissent utiliser le H2O2. au lieu de H2O comme donneur d’électrons transitionnel pour piloter l’évolution de la photosynthèse oxygénée5.

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>